Story Transcript
Tesis Doctoral MODELOS NUMÉRICOS Y TELEDETECCIÓN EN EL LAGO DE IZABAL, GUATEMALA
Imagen MERIS 25 NOVIEMBRE 2005 (© ESA)
Camilo Ernesto Medina Mazariegos Cádiz, 2009
EL LAGO DE IZABAL, GUATEMALA
MODELOS NUMÉRICOS Y TELEDETECCIÓN EN
Tesis Doctoral
Camilo Medina
2009
TESIS DOCTORAL Modelos Numéricos y Teledetección en el Lago de Izabal, Guatemala
Camilo Ernesto Medina Mazariegos Cádiz, 2009
Modelos numéricos y teledetección en el Lago de Izabal, Guatemala
Memoria presentada por D. Camilo Ernesto Medina Mazariegos para optar al Grado de Doctor por la Universidad de Cádiz.
Fdo. D. Camilo Ernesto Medina Mazariegos
Los directores:
Fdo. Dr. D. José Juan Alonso del Rosario
Fdo. Dr. D. Jesús Gómez Enri
Profesor del Departamento de Física Aplicada de la Universidad de Cádiz
Profesor del Departamento de Física Aplicada de la Universidad de Cádiz
D. JOSÉ JUAN ALONSO DEL ROSARIO, Profesor del Departamento de Física Aplicada de la Universidad de Cádiz, y D. JESÚS GOMEZ-ENRI, Profesor del Departamento de Física Aplicada de la Universidad de Cádiz,
HACEN CONSTAR:
Que el trabajo recogido en la presente Memoria de Tesis Doctoral, titulada “Modelos numéricos y teledetección en el Lago de Izabal, Guatemala”, presentada por el Ingeniero Agrónomo D. Camilo Ernesto Medina Mazariegos ha sido realizado bajo nuestra dirección. Considerando que resume su trabajo de Tesis Doctoral y que reúne todos los requisitos legales, autorizamos su presentación y defensa para optar al grado de Doctor por la Universidad de Cádiz. Para que así conste a los efectos oportunos firmamos la presente en Puerto Real, a 10 de marzo de 2009.
Fdo. Dr. D. José Juan Alonso del Rosario
Fdo. Dr. D. Jesús Gómez-Enri
La presente Tesis ha sido realizada gracias a la concesión de una Beca para extranjeros para realizar Estudios de Doctorado e Investigación en España, de la Agencia Española de Cooperación Internacional para el Desarrollo (AECID) del Ministerio de Asuntos Exteriores y de Cooperación (MAEC). El trabajo se llevó a cabo dentro del Grupo PAI de la Junta de Andalucía, RNM-337: Oceanografía y Teledetección (Departamento de Física Aplicada de la Universidad de Cádiz). Una parte de la investigación se realizó durante una estancia de investigación en el Departamento di Scienza della Terra, de la Universidad de Ferrara (Italia), bajo la supervisión de Dr. Franco Mantovani.
AGRADECIMIENTOS Cuando llegué de Guatemala con el propósito de hacer el doctorado, en varias ocasiones me dijeron que: Una Tesis Doctoral es un trabajo muy solitario… Ahora que finalicé esta Memoria de Tesis Doctoral me doy cuenta que no fue así. En el transcurso pude entender que toda Tesis Doctoral no es un trabajo solitario, es un proyecto que requiere de la participación directa o indirecta de muchas personas e instituciones. En este espacio agradezco a todos los que, durante estos tres años, contribuyeron a la realización de la Tesis y a mi formación personal y profesional.
En primer lugar, mi reconocimiento para los doctores Jesús Gómez-Enri y José Juan Alonso del Rosario, los directores, quienes siguieron de cerca la evolución de la investigación. Les expreso mi agradecimiento sincero por su incondicional apoyo, orientación, asesoría y sobre todo por su amistad brindada. También deseo expresar mi gratitud especialmente a Dña. Pilar Villares que, en primer lugar me dio su confianza para poder venir a España a realizar éste Programa de Doctorado y, posteriormente, ha contribuido a mi crecimiento académico y personal, con su apoyo, sus consejos, palabras de ánimo y con su ejemplo. Asimismo agradezco a Franco Mantovani y Marinella por su amabilidad y atenciones durante mi estancia en Ferrara y siempre.
Los datos de campo utilizados en esta Tesis Doctoral fueron suministrados por distintas instituciones guatemaltecas y europeas. Gracias a la Autoridad guatemalteca para el Manejo Sustentable de la Cuenca del Lago de Izabal y Río Dulce (AMASURLI), especialmente al Ing. José Robledo y Lic. Maritza Aguirre. La información meteorológica e hidrológica fue obtenida del Instituto Nacional de Guatemala de Sismología, Vulcanología, Meteorología e Hidrología (INSIVUMEH), especial agradecimiento a los Ing. Mario Bautista y Eddy Sánchez. La información geográfica y las fotografías aéreas utilizadas fueron adquiridas en el Ministerio de Agricultura, Ganadería y Alimentación de Guatemala (MAGA). Los productos de teledetección utilizados fueron proporcionados por la Agencia Espacial Europea (ESA) en el marco de los proyectos de investigación CAT-1 ID: 4245 y 4420.
Mi más sincero agradecimiento a las personas que me apoyaron técnicamente en el desarrollo de los análisis incluidos en la Memoria de Tesis Doctoral. A Juan Carlos Argueta por su incondicional apoyo en los análisis y utilización de los Sistemas de Información Geográfica y elaboración de mapas. A Barbara Corsale por su instrucción y ayuda en el procesamiento de las imágenes SAR. A Albert Kettner por su asesoría en la aplicación y adaptación del modelo HYDROTREND a las condiciones del Lago de Izabal. A Alfredo Izquierdo por la lectura y sugerencias relacionadas con los modelos numéricos aplicados en esta Tesis Doctoral.
Gracias a la Universidad de Cádiz por recibirme en su seno y compartir su calidad académica a través de sus miembros. Ha sido un honor ser miembro de la UCA. Sus distintos sectores me han recibido y atendido de una manera especial. Gracias a sus autoridades: Diego Sales, José María Rodríguez, Francisco López, Laura Howard, Alejandro del Valle, entre otros. A profesores como: Juan Mancera, Enrique Nebot, José Quiroga, José Luis García, Antonio Medina, Gabriel Mourente, Juan Manuel Barragán, Pedro Arenas, Rafael Jiménez, Javier Benavente, Laura del Río y muchos más. Al personal administrativo y de servicios: Paquí, Chema, Pepa, Pili, y otros. Y finalmente a tantos estudiantes de licenciatura, Máster o Doctorado, con quienes compartí momentos muy gratos y me recargaron las energías para continuar con el arduo trabajo de investigación.
Una proporción muy importante de mi formación se la agradezco a los compañeros y compañeras del Departamento de Física Aplicada, de formas distintas y en situaciones distintas, gracias a ustedes he crecido personal y profesionalmente. Gracias a Manolo Catalán, Mike, Rafa, Begoña, Alazne, Beatriz, Oscar Álvarez, Alfredo Izquierdo, Melquíades, Manuel, Juan José Muñoz, Julio, Rufino, Antonio, Emma, Jamal, Manolo Arias, Marina y Jorge y al resto de miembros del Departamento.
Para el alcance de toda meta, es necesario tener las energías suficientes. Así que las horas de comida fueron clave durante estos tres años. De manera que agradezco al personal de la cafetería del CASEM y Ciencias. Siempre compartiendo una sonrisa o bromeando hicieron que los tiempos de comida fueran agradables.
A mis amigos y amigas de Guatemala que me animaron y, a pesar de la distancia, siempre mantuvieron el contacto vía telefónica o internet. Especial mención a Jorge Ramírez, Adolfo Cahueque, Jorge Contreras, Byron Cuellar, Luisa Cahueque, Mario Cahueque, Leidy Cardona, Gabriel Martínez, Belén, Casta, Mónica, Jorge Mario Monzón, Marín, Paty, Raúl Calderón, Lopreto, Adita, Nereida, Wilder, Orden Rodas, Saúl Guerra, Baltasar Moscoso, Gretel, Rubén y Lidia, Leonardo Sandoval, y Willy Villanueva.
Francamente, cuando llegué sabía que iba a encontrar algunos amigos, pero no me imaginé que fueran tantos, tan buenos y que influyeran tanto en mí de manera positiva. Mi profunda gratitud para los que siempre tuvieron su mano abierta para estrecharla, entre otros, menciono a: David Roque, Carlos González, Giorgio y Mari Carmen, Pablo Méndez y Caro, la familia Jiménez Villares, Arístides Ponce, Pepe, Pollo, Ruí, Tiago, los Javis, Alejandra, Fran, Eli, Juanmi, Tito, Camilo Mateo, Simone, Nacho, Varela, Luis Vanegas, Bárbara, Reyes, Natalia, Bismarck, Mari Carmen Talavera, Laura, Susana, Sonia, Cuenca, Dany, Txomin, Lucho, Fabian, Rocío y familia, José Manuel, Cristina, Jenny y Karina.
Este párrafo lo dedico para agradecer a los que han sido y son miembros del DT-44, del círculo y anexos. Compartimos el día a día, el trabajo y el recreo, la felicidad y la tristeza. Calaron en lo más hondo: Jesús, Águeda y Gaby, Vanessa, Maria José, Elena, Montse, Isabel y Jeanette.
Doy gracias a Dios por iluminarme y permitirme vivir la experiencia de tener una formación de calidad, más allá de las fronteras de mi país. Enorme gratitud y dedicación para Guatemala, su gente me ha enseñado a respetar y apreciar la amistad, su pueblo me ha enseñado a creer que unidos se pueden alcanzar mejores niveles de desarrollo, y sus instituciones educativas me han forjado y moldeado, especialmente la Facultad de Agronomía de la Universidad de San Carlos de Guatemala (FAUSAC) donde aprendí a aprender, aprendí a querer, aprendí a hacer y aprendí a ser.
Agradezco a mi papá y a mi mamá por su ejemplo, consejos y amor; a mis hermanos, Efraín y Gladys, con inmenso cariño, gracias por sus visitas que me llenaron de energía y por la comunicación que a pesar de estar lejos, me hicieron sentir que estamos muy cerca. A mi familia, abuelos, abuelas, tíos, tías, primos y primas, porque han sido un ejemplo de trabajo duro, fraternidad y honradez. Por último, manifiesto mi agradecimiento a mis familiares y amigos que me fortalecieron pero que no volveré a ver porque pasaron a una mejor vida. Gracias a los que ya no están físicamente, pero que siguen en mi corazón y su partida marcó muy fuerte mi desenvolvimiento y ejecución de la Tesis.
Este trabajo de Investigación fue hecho con el mayor de los esmeros gracias a todos ustedes.
A mis padres y a mis hermanos
________________________________________________ÍNDICE CAPITULO I. INTRODUCCIÓN
1
1.1
Objetivos de la Tesis
7
1.2
Estructura de la Memoria
9
CAPITULO II. ANTECEDENTES Y MARCO CONCEPTUAL
13
2.1
Descripción de la zona
13
2.1.1
Generalidades de Guatemala
13
2.1.2
Recursos hídricos de Guatemala
16
2.1.3
El Lago de Izabal
19
2.1.3.1
Características biofísicas
19
2.1.3.2
Características socioeconómicas
22
2.1.3.3
Dinámica hombre-ambiente en el Lago de Izabal
24
2.2
Procesos físicos estudiados
25
2.2.1
25
2.2.2
2.3
El ciclo hidrológico y balance hídrico 2.2.1.1
Componentes del ciclo hidrológico y balance hídrico 26
2.2.1.2
Balance hídrico en lagos
28
Transporte de sedimentos y sustancias
30
2.2.2.1
Proceso de erosión
32
2.2.2.2
Procesos de difusión turbulenta
34
2.2.2.3
Circulación inducida por el viento
36
Modelos numéricos y teledetección
37
2.3.1
Modelos hidrológicos y transporte de sedimentos
37
2.3.1.1
Modelos de descarga de agua
38
2.3.1.2
Modelos de pérdida de suelo y carga de sedimentos
40
2.3.1.3
Modelos de transporte de sedimentos en el interior de 42 lagos
2.3.2
Teledetección aplicada al estudio de lagos
44
2.3.2.1
El Radar Altimétrico
46
2.3.2.2
Radar de Apertura Sintética
47
2.3.2.3
La Misión Topográfica Espacial
49
i
2.3.2.4
Sensores ópticos
50
CAPÍTULO III. ESTUDIO DE LOS PARÁMETROS QUE DEFINEN EL BALANCE HÍDRICO Y TRANSPORTE DE SEDIMENTOS Y SUSTANCIAS
55
3.1
Introducción
55
3.2
Metodología y datos utilizados
57
3.2.1
Datos meteorológicos
58
3.2.2
Datos edafológicos
59
3.2.3
Datos geomorfológicos
60
3.2.4
Datos de uso de recursos
60
3.2.5
Datos de la Morfometría
62
3.3
Resultados y discusión
63
3.3.1
Variación espacio-temporal de las condiciones meteorológicas
64
3.3.2
Variación espacial de los suelos
67
3.3.3
Geomorfología de la cuenca
70
3.3.4
Uso de los recursos naturales
84
3.3.4.1
Uso del agua y deforestación
84
3.3.4.2
Cobertura y Uso de la Tierra
85
3.3.5
Morfometría del Lago
90
CAPÍTULO IV. MODELOS NUMÉRICOS PARA ESTIMAR LA DESCARGA DE AGUA Y EL TRANSPORTE DE SEDIMENTOS 4.1
Introducción
101 101
4.2
Descripción de los modelos utilizados
103
4.2.1
Modelo de descarga de agua y carga de sedimentos
103
4.2.1.1
Escorrentía superficial
107
4.2.1.2
Dinámica subterránea
108
4.2.1.3
Carga de sedimentos
109
4.2.2
Modelo de erosión
112
4.2.2.1
Erosividad de la lluvia
113
4.2.2.2
Erodabilidad del suelo
114
ii
4.2.3
4.2.2.3
Longitud e inclinación de pendiente
116
4.2.2.4
Cobertura y uso de la tierra
116
4.2.2.5
Prácticas de conservación
117
4.2.2.6
Relación suelo erosionado/carga de sedimentos
118
Modelo de transporte de sedimentos en el lago
119
4.2.3.1
Modelo de difusión-advección
119
4.2.3.2
Modelo de movimiento del agua por arrastre del viento
4.3
125
Resultados y discusión
127
4.3.1
Descarga de agua
128
4.3.1.1
Datos y condiciones de contorno
128
4.3.1.2
Resultados de la simulación
129
Erosión y carga de sedimentos en los ríos tributarios
133
4.3.2.1
Datos de entrada y condiciones de contorno
133
4.3.2.2
Resultados de la simulación
136
4.3.2
4.3.3
4.3.4
Difusión de sedimentos y sustancias en el Lago de Izabal
141
4.3.3.1
Datos de entrada y condiciones de contorno
141
4.3.3.2
Resultados de la simulación
144
Movimiento del agua y circulación debida al viento
151
4.3.4.1
Datos de entrada y condiciones de contorno
151
4.3.4.2
Resultados de la simulación
153
CHAPTER V. WATER VOLUME VARIATIONS OF LAKE IZABAL FROM REMOTE SENSING TECHNIQUES 165 5.1.
Introduction
165
5.2.
Methodology and datasets
167
5.2.1
In-situ dataset
168
5.2.2
Altimetry derived dataset
169
5.2.3
SAR imagery data
172
5.3.
Data processing
173
5.3.1
RA-2 data processing
173
5.3.2
SAR processing for shoreline extraction
175
iii
5.3.3 5.4.
5.3.2.1
Image pre-processing
177
5.3.2.2
Land-water boundary enhancement and separation
178
5.3.2.3
Vectorization, sharpen and manual tune-up
181
Volume estimation
183
Results and discusión
185
5.4.1
RA-2 performance: comparison with in-situ gauges
185
5.4.2
Inundated area variations
188
5.4.3
Lake Izabal water volume timeseries
193
5.4.4
Seasonal and interannual variability
199
CAPÍTULO VI. TÉCNICAS INTEGRADAS PARA EL ESTUDIO DEL BALANCE HÍDRICO Y TRANSPORTE DE SEDIMENTOS EN EL LAGO DE IZABAL 207 6.1
Introducción
207
6.2
El balance hídrico en el Lago de Izabal
209
6.2.1
Metodología
209
6.2.2
Resultados
212
6.2.3
6.2.2.1
Análisis meteorológico
212
6.2.2.2
Aguas superficiales tributarias del Lago de Izabal
214
6.2.2.3
Relación entre componentes del balance hídrico
218
6.2.2.4
Estimación de la salida superficial del agua
221
Discusión de resultados
223
6.2.3.1
224
Interacción del balance hídrico con cambios climáticos regionales
6.3
El transporte de sedimentos y sustancias en el Lago de Izabal
228
6.3.1
Metodología
228
6.3.2
Resultados de la simulación
231
6.3.2.1
232
Cantidad total de sedimentos transportados hacia el lago
6.3.2.2
Simulación del campo de concentración de SPM y
238
partículas en el lago 6.3.3
Discusión
245
iv
CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES
251
Conclusiones
251
Recomendaciones
255
SUMMARY OF THE THESIS
261
1.
Introduction
261
2.
Objectives
263
3.
Outline of the Thesis work
265
4.
Main Results
267
ANEXO.
DATOS Y PRODUCTOS UTILIZADOS EN LA MEMORIA DE TESIS DOCTORAL
REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS
275
283
v
vi
_______________________________LISTADO DE FIGURAS Figura 1.1
Esquema de integración de los capítulos de la Tesis Doctoral
10
Figura 2.1
A) Ubicación geográfica de la República de Guatemala en Centroamérica. B) Mapa de Guatemala, se muestra la línea divisoria de las tres vertientes hidrográficas. Con el círculo se indica la ubicación del Lago de Izabal
14
Figura 2.2
A) Localización del Lago de Izabal y su cuenca de captación dentro de la República de Guatemala. B) El Lago de Izabal y sus ríos tributarios, se indica la ubicación del Río Polochic (principal afluente) y del Río Dulce (efluente)
19
Figura 2.3
Diagrama de los flujos y componentes del ciclo hidrológico. Se muestra el papel de los lagos en el sistema y su relación con el resto de componentes (www.jmarcano.com)
26
Figura 2.4
Diagrama de los factores que afectan los procesos de erosión (Traducido de Saavedra, 2005)
34
Figura 2.5
Descripción conceptual de un modelo hidrológico (Adaptado de Singh, 2002)
39
Figura 2.6
Esquema del principio de medición del radar altímetro RA-2. La escala de los distintos elementos fue adaptada para una mejor percepción visual. Diagrama adaptado de ESA (2002).
47
Figura 2.7
Espectro electromagnético ilustrando las características de las distintas ondas electromagnéticas (www.innovanet.com.ar)
51
Figura 3.1
Estaciones meteorológicas dentro del área de la cuenca del Lago de Izabal
59
Figura 3.2
Distribución de la precipitación pluvial dentro de la cuenca del Lago de Izabal. Con base en las isoyetas desarrolladas por MAGA (2001)
66
Figura 3.3
Mapa de Series de Suelos dentro de la cuenca del Lago de Izabal
68
Figura 3.4
A) Mapa de las curvas a nivel dentro de la cuenca del Lago de Izabal; por fines estéticos, se presentan únicamente las curvas cada 500 m. B) Mapa de división de sub-cuencas y ríos tributarios
72
Figura 3.5
Modelo de Elevación Digital de la cuenca del Lago de Izabal. Las unidades de elevación están en m.
74
Figura 3.6
Modelos de Elevación Digital de la cuenca del Lago de Izabal. A) obtenido de la interpolación de curvas a nivel. B) obtenido de SRTM. C) Diferencias entre cada fuente de información (curvasSRTM). Se presentan los estadísticos generales. Unidades en m
76
vii
Figura 3.7
Curvas hipsométricas de cuatro sub-cuencas del Lago de Izabal. A) Mapa de ubicación de las sub-cuencas representadas. B) Complejo Polochic-Cahabón. C) Sub-cuenca Sumache. D) Sub-cuenca San Marcos. E) Sub-cuenca Oscuro
79
Figura 3.8
Perfil de cauce principal de sub-cuenca. A) Río Polochic. B) Río Cahabón. C) Río Sumache. D) Río Oscuro. Las unidades verticales y horizontales están en m
80
Figura 3.9
Mapa de pendientes de la cuenca de Lago de Izabal. Unidades en grados
81
Figura 3.10 Perfil altitudinal de transectos de transectos longitudinal y transversal de la cuenca del Lago de Izabal. A) Mapa de ubicación de los cuatro transectos desplegados. B) Transecto I. C) Transecto II. D) Transecto III. E) Transecto IV
82
Figura 3.11
Ejemplo de análisis de uso de la tierra. A) Mapa de ubicación del área desplegada en B y C. B) Fotografía aérea de alta resolución, la línea roja representa el límite en el mapa base. C) Imagen Landsat de la misma zona
88
Figura 3.12
Mapa de Cobertura y Uso de la Tierra de la cuenca del Lago de Izabal
89
Figura 4.1
Esquema funcional para el cálculo del caudal total del río en HYDROTREND
105
Figura 4.2
Nomograma para el cálculo del factor K (Wischmeier et al. 1971)
115
Figura 4.3
Dominio de aplicación del modelo
122
Figura 4.4
Mapa de la distribución espacial de las series de suelos encontradas en el entorno del Lago de Izabal
124
Figura 4.5
Series temporales del caudal del río Polochic (m3/s) con datos in-situ (azul) y simulación de HYDROTREND (rojo). Las líneas punteadas son medias diarias y las líneas gruesas son las curvas ajustadas. El ajuste es de pesos exponenciales de mínimos cuadrados
130
Figura 4.6
A) Comparación de los histogramas de frecuencia de la descarga de agua del complejo Polochic-Cahabón (m3/s). B) Distribución de frecuencias acumuladas. Las líneas rojas son las simulaciones y las líneas azules son las medidas in-situ
131
Figura 4.7
Series temporales de dos años de descarga de agua del complejo Polochic-Cahabón (m3/s) modelada y medida in-situ. Se presentan el inicio y finalización de cada estación climática
132
Figura 4.8
Serie temporal del promedio anual de carga de sedimentos aportados por el complejo Polochic-Cahabón. Estimación utilizando HYDROTREND
137
viii
Figura 4.9
Mapa de erosión del complejo Polochic-Cahabón, estimado con el modelo RUSLE con base GIS
139
Figura 4.10
Mapa de localización de los puntos de muestreo para las campañas bimensuales que realiza AMASURLI desde 2004
142
Figura 4.11
Campo de concentración de SPM (mg/l) en el Lago de Izabal obtenido con el modelo. A) y C) son simulaciones sin corrientes debidas al viento. B) y D) con corrientes debidas al viento (las flechas indican la dirección del viento). A) y B) con un tiempo de simulación de 6 horas. C) y D) un mes
146
Figura 4.12
Transectos y puntos utilizados para la comparación del efecto del viento en la difusión de SPM
147
Figura 4.13
Series temporales de concentración de SPM en los tres puntos seleccionados: punto 1 (líneas rojas), punto 2 (líneas azules) y punto 3 (líneas verdes). Las líneas sólidas son la simulación sin corrientes y las punteadas, con corrientes
148
Figura 4.14
Campo de concentración de las celdas de los transectos indicados 1 mes después de iniciada la simulación
149
Figura 4.15
Mapa batimétrico del Lago de Izabal. Mapa suministrado por el Consejo Nacional de Áreas Protegidas
152
Figura 4.16
Energía cinética global del Lago de Izabal a partir del agua en reposo hasta la estabilización con viento constante, a partir del modelo de circulación por viento
154
Figura 4.17
Campo de velocidades (m/s) tras un mes de simulación con el modelo desarrollado
155
Figura 4.18
Variaciones del nivel de agua del lago provocadas por el movimiento del agua. Unidades en m
156
Figura 4.19
Campo de velocidades estimado con dirección del viento variable, a una velocidad de 7 km/h. A) Viento proveniente del este. B) Viento proveniente del norte. Unidades en m/s
157
Figura 4.20
Variaciones de elevación del agua respecto al nivel medio en distintos escenarios. A) Viento proveniente del este a 7 km/h. B) Viento del norte a 7 km/h. Unidades en m
158
Figure 5.1
The ENVISAT satellite. It is shown the geometry of RA-2 and ASAR. The nadir-point of RA-2 and the incidence angle of ASAR inhibit simultaneous data acquisition of both instruments in the same point
168
ix
Figure 5.2
Lake Izabal crossed by the ENVISAT RA-2 descending track ~23 km-long segment. Points A and B denote the location of the range measurements. The gauge station used for in-situ measurements located ~25 km away from the altimeter ground track segment is also shown
171
Figure 5.3
Time series comparison of corrected range differences between points A and B using Ocean (red line) and Ice-2 (green line) retrackers. Units are in m
174
Figure 5.4
Block diagram of the Lake Izabal shoreline detection. The steps in rectangles were done with image processing techniques while steps in ovals were done using GIS
177
Figure 5.5
SAR images pre-processing results. A) Raw image acquired on 1101-2004. B) Georeferenced image after the speckle reduction, the white line is the actual lake shoreline. White points are the Ground Control Points used for orthorectification. C) Orthorectified image
178
Figure 5.6
Summary of the land/water separation step. A) and B) are preprocessed images with low (11-01-2004) and high (21-03-2004) wind-generated noise, respectively (white arrows are the wind direction). C) and D) are the result of histogram equalization applied to A and B. E) and F) are the corresponding histogram plots. G) and H) are the binary images of A and B
180
Figure 5.7
Noise reduction of the processed SAR image acquired on 21-032004. A) The high windy noise effects over the lake surface are shown. B) First noise reduction process output. C) Lake Izabal vectorized shoreline (polygon)
182
Figure 5.8
Two examples of pixel misclassification: A) land pixels declared as water and C) water pixels declared as land (image acquired on 2103-2004). B) and D) show the results of the manual tune-up. The white line is the extracted lake’s shoreline
183
Figure 5.9
Imaginary transversal section of a hypothetical lake, showing two water stages, the level change (∆L), the surface change (∆S) and the volume change (∆V). Note that the estimated volume change does not take into account surface distortions found in the shore/bottom
184
Figure 5.10
Time series of water level from in-situ measurements (green line) and RA-2 derived data. (blue line)
186
Figure 5.11
A) Lake Izabal water level from RA-2 data versus in-situ measurements. Also shown the tendency line. B) Double mass analysis: cumulated values from RA-2 data versus in-situ measurements
187
Figure 5.12
Time series of RA-2 derived lake level (blue line) and daily in-situ measurements (green line)
188
x
Figure 5.13
Examples of Lake Izabal area variations. Three dates of different lake stages are presented together with the corresponding lake’s area (km2) and level (m2)
190
Figure 5.14
Influence of lake shore bathymetry in the relationships area/level variations for a flat bathymetry case (upper frame) and a steep bathymetry case (lower frame). The blue lines are level rise and drop. The dashed black lines indicate the consequent area increase or decrease
191
Figure 5.15
Lake Izabal in-situ water level timeseries (blue solid line). Corresponding SAR derived lake surface (red diamonds)
192
Figure 5.16
A) Line plots of Lake Izabal area in 106 m2 (blue line) and its corresponding paired sample of in-situ measured lake level in m (red line). B) Scatterplot and regression between lake levels and areas. The regression equation and the correlation coefficient are also shown
193
Figure 5.17
Rating curves and correlation coefficients for: A) Area changes vs. volume changes; B) Level changes vs. volume changes; and C) Level changes vs. area changes
194
Figure 5.18
A) Timeseries of Lake Izabal surface (in 106 m2) estimations. B) Same as A) but for Lake Izabal water volume (in 106 m3). Estimations from RA-2 data (blue/red lines for area/volume), and ASAR imagery (light/dark green circles for area/volume)
197
Figure 5.19
Line plot of the Lake Izabal water volume variations (blue line) and LOWESS fitted curve to highlight the seasonal signal (red line)
201
Figure 5.20
Annual Cahabon River water discharge (2002-2003). In the inserted box, the location of the Cahabon River gauge station in the Lake Izabal catchment is presented. Units are in m3/s
202
Figure 5.21
Lake Izabal water volume annual time series. Each year is presented in different color: 2006 (green), 2005 (red), 2004 (yellow) and 2003 (blue). The dashed lines are the 35 days line plots and the solid lines are the adjusted curves
203
Figura 6.1
Esquema de flujo de masa de agua para el cálculo del balance hídrico del sistema del Lago de Izabal
211
Figura 6.2
Climadiagrama de lluvia y evaporación en la cuenca del Lago de Izabal. Promedios de datos de las estaciones meteorológicas ubicadas dentro del área de influencia de la cuenca
213
Figura 6.3
Contribución mensual (A) y diaria (B) de la descarga de agua del complejo Polochic-Cahabón, en relación al total de agua entrando al Lago de Izabal. Ejes verticales en porcentaje
216
xi
Figura 6.4
Serie temporal del agua superficial descargada hacia el Lago de Izabal (m3/s) (línea azul). La línea roja es la curva suavizada utilizando LOWESS
217
Figura 6.5
Series temporales mensuales de volumen de agua entrando al Lago de Izabal (m3). Entradas de agua superficial en línea azul. Entradas de agua por las condiciones meteorológicas (lluvia-evaporación) en línea verde
218
Figura 6.6
Comparación de la variación temporal mensual del volumen de agua almacenada (m3) en el Lago de Izabal (línea verde) y el volumen de agua entrando al lago (línea azul)
220
Figura 6.7
Comparación del caudal total de agua entrando al Lago de Izabal (línea azul) y el caudal de salida a través del Río Dulce (línea roja). Unidades en m3/s
222
Figura 6.8
Regiones oceanográficas que afectan las condiciones climáticas y recursos hídricos del área de influencia del Lago de Izabal
225
Figura 6.9
A) Diagrama de la variación temporal de la anomalía de presión sobre la superficie oceánica en la región SOI. B) Variación temporal de la anomalía de presión sobre la superficie oceánica sobre la región NATL. Las series en línea roja (A y B) son la variación mensual de volumen de agua almacenada en el Lago de Izabal.
226
Figura 6.10
Esquema del flujo de masa para el cálculo del transporte de sedimentos en la cuenca del Lago de Izabal. Se muestra la integración de los modelos de Erosión, Carga de sedimentos, Movimiento del agua y Difusión-Advección
229
Figura 6.11
Esquema de la integración de información geográfica de lluvia, suelos, topografía y uso de la tierra para el cálculo del mapa de riesgo a erosión de la cuenca del Lago de Izabal, utilizando álgebra de mapas en base GIS
233
Figura 6.12
Contribución mensual de la carga de sedimentos aportada por el complejo Polochic-Cahabón, con relación a la carga total de sedimentos entrando al Lago de Izabal
235
Figura 6.13
Comparación de las series temporales de carga total de sedimentos y la descarga de agua total entrando al Lago de Izabal
236
Figura 6.14
Diagrama de dispersión relacionando descarga total de agua y carga total de sedimentos. Elaborado con datos mensuales de los 20 años con disponibilidad de datos de lluvia (1987-2006)
237
Figura 6.15
Entrada del Río Polochic al Lago de Izabal. Nótese la diferencia de coloración de las aguas por alta concentración de sedimentos y partículas en el Río Polochic. Fotografía tomada de Oliva et al. (2004)
239
xii
Figura 6.16
Campo de concentración de SPM obtenido con la simulación del modelo integrado (erosión, carga de sedimentos, difusión-advección y circulación). A) resultado de abril 2005. B) resultado de junio 2006
241
Figura 6.17
A) Mapa de concentración de sedimentos en la zona sur-oeste del Lago de Izabal obtenido por la simulación del modelo integrado (Junio 2006). B) Mapa de distribución de transparencia en la misma zona, obtenido por medidas in-situ (promedio de transparencia de noviembre 2001 a abril 2002) (Pacas, 2002)
244
Figura 6.18
Pluma de sedimentos entrando al Lago de Izabal por la desembocadura del Río Polochic. Tomado de Michot et al. (2002)
247
Figura A.1
Instrumento utilizado para medir las variaciones de nivel de agua del Lago de Izabal
276
xiii
xiv
________________________________LISTADO DE TABLAS Tabla 2.1
Indicadores demográficos principales de Centro América (PNUD, 1999; CEPAL, 2006)
15
Tabla 2.2
Caudales medios anuales del año 2003 de ríos representativos de cada vertiente hidrográfica (INSIVUMEH, 2003)
18
Tabla 2.3
Algunos modelos hidrológicos que predicen la descarga de agua de cuencas hidrográficas
39
Tabla 3.1
Respuesta de las distintas clases de uso de la tierra recibida por los sensores utilizados (Bruce, 2002)
62
Tabla 3.2
Parámetros comprendidos dentro de la base de datos construida
63
Tabla 3.3
Características físicas y origen geológico de las series de suelos encontradas (Simmons et al. 1959)
69
Tabla 3.4
Parámetros estadísticos para la comparación de los DEM presentados en la Fig. 3.6
77
Tabla 3.5
Extensión de tierra cubierta por cada categoría de uso
89
Tabla 3.6
Parámetros morfométricos de la superficie del Lago de Izabal
93
Tabla 3.7
Parámetros morfométricos de profundidad del Lago de Izabal
95
Tabla 4.1
Valores del factor C asumidos para cada tipo de cobertura y uso de la tierra (Wischmeier y Smith, 1978; Clérici y García, 2001)
117
Tabla 4.2
Principales características de las series de suelos de la costa del Lago de Izabal (Simmons et al. 1959)
124
Tabla 4.3
Valores de entrada seleccionados para los distintos parámetros del modelo HYDROTREND
128
Tabla 4.4
Parámetros utilizados en el modelo HYDROTREND para la simulación de carga de sedimentos, aplicado al complejo PolochicCahabón
135
Tabla 4.5
Resultados obtenidos de carga de sedimentos contenidos en el agua del complejo Polochic-Cahabón
137
Tabla 4.6
Resultados obtenidos de la aplicación del modelo RUSLE a la cuenca del complejo Polochic-Cahabón
140
Tabla 4.7
Valores de SPM utilizados para la entrada del modelo
142
Tabla 4.8
Parámetros utilizados en el modelo de difusión-advección
143
Tabla 4.9
Parámetros utilizados en el modelo de movimiento de agua por arrastre del viento
153
Table 5.1
ENVISAT ASAR images used and track-orbit information
172
xv
Table 5.2
Lake Izabal inundated area at different dates from SAR and in-situ lake level
189
Table 5.3
Statistical parameters of the Lake Izabal water level, inundated area and volume estimations. The estimations are based on different data sources: in-situ, RA-2 and ASAR
196
Table 5.4
Annual statistical parameters of the estimated water volume of Lake Izabal
203
Tabla 6.1
Características estadísticas del caudal y área de captación de los ríos tributarios del Lago de Izabal
215
Tabla 6.2
Extensión de terreno y porcentaje de área con respecto al total de la cuenca de captación bajo cada clase de erosión en el sistema del Lago de Izabal
232
Tabla 6.3
Estadísticas de la carga de sedimentos de los ríos tributarios del Lago de Izabal
234
Tabla 6.4
Carga de sedimentos entrando al Lago de Izabal por cada río tributario, a partir de resultados de simulación con el modelo integrado en abril 2005 y Junio 2006
240
Tabla A.1
Características de los datos in-situ utilizados.
275
Tabla A.2
Información geográfica integrada en la base de datos
277
Tabla A.3
Características de los productos de teledetección utilizados
278
Tabla A.4
Características de los datos obtenidos por simulación numérica
279
xvi
CAPÍTULO PRIMERO
__________________________________________CAPÍTULO 1 Introducción La disponibilidad de recursos naturales para sostener los medios de vida de las generaciones futuras, depende de que la humanidad asuma modelos de desarrollo que permitan la convivencia armónica con la naturaleza. En la actualidad, el aprovechamiento sostenible, gestión y conservación de los recursos naturales son fundamentales para encarar los retos enmarcados en la agenda ambiental global. Dentro de este marco, el conocimiento de los componentes, procesos y dinámicas del medio ambiente es considerado como una base para la toma de decisiones que sean incluyentes, creativas y pacíficas, y que estén orientadas al alcance de esos desafíos. A inicios del 2005, la Organización de Naciones Unidas (ONU) declaró el 2005-2015, como decenio internacional “El Agua, Fuente de Vida”. Se considera que la investigación en recursos hídricos es una herramienta fundamental para el alcance de los objetivos planteados para ese decenio.
Las aguas continentales sostienen la mayoría de ecosistemas en los cuales se basan las actividades humanas. En el mundo, éstas se pueden encontrar como capas de hielo, nieve, agua subterránea (como humedad del suelo o acuíferos) y superficialmente (como lagos, ríos y humedales). Dentro de las aguas continentales, el estudio de los lagos naturales es fundamental porque estos ecosistemas representan relaciones complejas entre la atmósfera, las aguas subterráneas y la escorrentía superficial. Además de las relaciones mencionadas, se ven afectados por actividades en las partes altas de la cuenca respecto al uso de la tierra y del recurso hídrico, como la agricultura, industria y consumo humano (Cretaux y Birkett, 2006). Con relación al estudio de lagos, el conocimiento de los procesos físicos es de suma importancia ya que estos procesos, generalmente determinan la distribución espacial de las características químicas y biológicas del cuerpo de agua (Hakanson et al., 2000). Además, es necesario contar con información precisa de la cantidad de agua almacenada en lagos para poder tomar decisiones acertadas sobre su manejo (Chiara et al. 2006; French et al. 2006). En general, los procesos físicos que rigen la hidrodinámica de lagos han sido estudiados previamente, por lo que se conoce la
1
Capítulo 1_________________________________________________________
importancia de estos procesos en los ecosistemas (Callieri, 1997; Condie y Webster, 2002; Ambrosetti et al., 2003).
Las técnicas tradicionales utilizadas para estudiar los procesos físicos en lagos requieren la planificación y desarrollo de campañas de campo para la toma de medidas insitu. Estas técnicas demandan alta inversión de recursos financieros y, además, para la continuidad de las series de datos es necesario que se formalicen programas de seguimiento de variables ambientales. No obstante, el desarrollo científico y tecnológico de las últimas décadas permite contar con medios alternativos y complementarios, que hacen posible la adquisición continua de datos de alta precisión y validez, para el estudio de aguas continentales. Entre estos medios, la modelación numérica y la interpretación de información obtenida en sensores remotos espaciales, han sido ampliamente utilizadas para investigar estos procesos.
En cuanto a la utilización de modelos numéricos para realizar estudios de procesos físicos en aguas continentales, se mencionan trabajos sobre la hidrodinámica de lagos (Lindstrom et al., 1999; Hakanson, et al., 2000; Malmaeus y Hakanson, 2003), la descarga de agua y carga de sedimentos de ríos (Syvitski et al., 1998; Kettner y Syvitski, 2007), el transporte de sedimentos en el interior de lagos (Kjaran et al., 2004; Tsanis y Saied, 2006), entre otros. Por otro lado, diversos sensores a bordo de distintas misiones satelitales, se han aplicado en estudios hidrológicos, entre los que se destaca: la altimetría para estudiar niveles de lagos (Berry et al., 2006; Crétaux and Birkett, 2006), el Radar de Apertura Sintética (SAR) para detectar las líneas de costa y variación de área (Fleming, 2005; Chiara et al. 2006), la misión topográfica espacial para conocer la geomorfología de las cuencas de captación (Bundela, 2004; Ludwig y Schneider, 2006), e imágenes de la misión Landsat para estudiar el uso de la tierra (Treitz y Rogan, 2004). Es necesario mencionar que la aplicación de modelos numéricos y teledetección debe adaptarse a cada región ya que cada lago presenta distintos matices de acuerdo con la latitud donde se encuentra y su morfología.
2
_______________________________________________________Introducción
Guatemala, al igual que la mayoría de países de América Latina considerados “en vías de desarrollo”, tiene un gran patrimonio natural. El país cuenta con diversidad de ecosistemas, condiciones climáticas, altos índices de biodiversidad y riqueza de recursos naturales que conforman una amalgama de paisajes. Lamentablemente, el país ha vivido una serie de situaciones sociales, derivadas principalmente de problemas económicos y culturales, que han influido en la tenencia de la tierra y el uso de la misma. Esto, unido a tendencias mundiales de degradación ambiental, cambio climático y pérdidas de biodiversidad, ha provocado una cadena de efectos negativos como: la deforestación, erosión, degradación de ecosistemas acuáticos, cambios en el ciclo hidrológico, y aumento en la vulnerabilidad de las poblaciones a sufrir desastres naturales, entre otros. Con relación a los recursos hídricos del país, que comprenden aguas superficiales, subterráneas y de precipitación pluvial, la disponibilidad de agua sobrepasa la demanda. De acuerdo con URL (2005), el país tiene pocas probabilidades de tener problemas de disponibilidad hídrica por su enorme potencial. Sin embargo, la capacidad para administrar estos recursos es deficiente en función de las necesidades de la creciente población. Las aguas continentales guatemaltecas cubren 950 km², incluyendo lagos y lagunas, de los cuales el Lago de Izabal es el de mayor extensión.
La gestión del Lago de Izabal es importante para el país tanto desde un punto de vista biofísico como socioeconómico. La cuenca del Lago de Izabal está constituida por diversas sub-cuencas hidrográficas de diferentes características fisiográficas y edafológicas. Dentro de los límites de la cuenca existen diversos tipos de cobertura vegetal que se unen a una rica biodiversidad dentro del ecosistema. Las principales actividades humanas que se realizan dentro de las cuencas que drenan sus aguas al lago son la agricultura y ganadería, mientras que las comunidades de las partes bajas subsisten con la pesca. Otras actividades económicas que ejercen presión en el ecosistema son el turismo y la industria, donde destacan la minería y la producción de café, con altos impactos ambientales en el entorno. El uso intensivo de los recursos naturales del área de influencia, sin medidas de protección ambiental, ha provocado el deterioro ambiental del Lago de Izabal. Esto unido a la constante amenaza de huracanes y tormentas tropicales provenientes del Mar Caribe, hace que la situación de la población que reside dentro del
3
Capítulo 1_________________________________________________________
área de influencia del lago sea insostenible y realza la importancia de una gestión integral adecuada del ecosistema.
En la última década se han realizado estudios para conocer la calidad física, química y bacteriológica del agua del Lago de Izabal y sus variaciones estacionales (Basterrechea, 1993; Marchorro, 1996; Dix et al., 1999; Arrivillaga, 2002; Pérez et al., 2004). Todas las referencias citadas comparten cierta preocupación debida a los niveles elevados de contaminación observados. En 1998 se creó la Autoridad para el Manejo Sustentable de la Cuenca del Lago de Izabal y Río Dulce –AMARSULI-. Entre otras actividades, AMASURLI se encarga del monitoreo mensual de parámetros de calidad del agua almacenada en el Lago. Aunque se cuenta con información sobre los parámetros de calidad de agua del Lago, se conoce poco acerca de los procesos físicos del ecosistema (URL, 2002). No existen datos consistentes y constantes acerca de la descarga de agua y erosión en las cuencas tributarias del Lago de Izabal y, en general, existe un vacío de información sobre diversos procesos físicos, tales como el balance de masa de agua, el tiempo de residencia, el contenido de calor, la dinámica subterránea, la circulación de agua dentro del lago y el transporte de sedimentos en el sistema.
Esta Tesis Doctoral se delimita, conceptualmente, a la evaluación de dos procesos físicos del Lago de Izabal: el balance hídrico y el transporte de sedimentos. A pesar de que muchos problemas ambientales presentes en el Lago de Izabal están relacionados con estos procesos, aún no se cuenta con información detallada sobre ellos. La razón por la que no se han hecho esfuerzos para estudiar en profundidad los aspectos mencionados, es la falta de recursos para realizar medidas de campo y de tecnología para realizar estimaciones como las que se presentan en esta Memoria. Además, la realización de estimaciones acerca de estos procesos permitirá aumentar el conocimiento de otras variables del Lago de Izabal que están relacionadas con el balance hídrico y el transporte de sedimentos tales como: la calidad de agua del lago, nutrientes, tiempo de residencia, entre otros.
4
_______________________________________________________Introducción
Cada uno de los procesos de interés se abordará de acuerdo a las leyes físicas que los dominan y a sus ciclos naturales. Así, el balance hídrico del lago se evalúa con base en su relación íntima con el ciclo hidrológico. Se analizan las distintas entradas de agua (lluvia, afluentes, aguas subterráneas), salidas (evaporación, agua superficial e infiltración), y su relación con los cambios en el volumen de agua almacenada en el Lago. En cuanto al transporte de sedimentos, se contempla considerando el desprendimiento, transporte y deposición de partículas en la cuenca de captación, y su posterior transporte hacia el interior del Lago por procesos de difusión y movimiento de las aguas. Ambos procesos físicos estudiados y detallados en esta Memoria dependen de los mismos factores: las condiciones meteorológicas, la geomorfología, edafología y cobertura vegetal de la cuenca, y morfometría del lago. Cada uno de estos aspectos influyen en varios sub-procesos hidrológicos (entradas y salidas directas de agua, fuerzas erosivas, capacidad de almacenamiento, velocidad de infiltración, susceptibilidad a la erosión, drenaje superficial, barreras físicas, etc.), todos relacionados con el balance hídrico y el transporte de sedimentos.
Para realizar las estimaciones de los procesos de interés, en esta Tesis Doctoral se propone la combinación de las siguientes técnicas: el desarrollo de modelos numéricos, el análisis e interpretación de productos de sensores remotos, sistemas de información geográfica y datos de campo. Los estudios se extienden por un período de 4 años (20032006) debido a la disponibilidad de datos. Las técnicas desarrolladas y presentadas en esta Memoria permitirán realizar estimaciones de manera constante y continua acerca del balance hídrico y el transporte de sedimentos en la cuenca del Lago de Izabal. La información generada a partir de estas metodologías fortalece la base cognitiva para la toma de decisiones respecto a la planificación del manejo, aprovechamiento y conservación de los recursos de la región. Tomando en cuenta que la Tesis Doctoral propone una metodología de bajo costo que provee información valiosa, ésta será presentada como producto ante las instituciones con labores relacionadas en la región del Lago.
Esta Tesis Doctoral se plantea con base en las características biofísicas y socioeconómicas del Lago, la problemática ambiental que aqueja la zona, y la
5
Capítulo 1_________________________________________________________
información existente actualmente. Asimismo, se consideran las ramas de investigación y nuevas tecnologías aplicadas en lagos e hidrología en el contexto global. Con la presente Memoria finaliza una serie de actividades de investigación desarrolladas por un período de tres años (2006-2008) realizadas en el seno del grupo de Oceanografía y Teledetección del departamento de Física Aplicada de la Universidad de Cádiz. Además, una parte de los análisis incluidos en esta Tesis Doctoral se realizaron en el Departamento di Scienza della Terra, de la Universidad de Ferrara (Italia).
6
_______________________________________________________Introducción
1.1
Objetivos de la Tesis La planificación, desarrollo y realización de esta Tesis Doctoral persiguió el
siguiente objetivo general:
Desarrollar una metodología que combine la aplicación de modelos numéricos, teledetección y datos de campo, que permita la estimación y seguimiento de proceso físicos del Lago de Izabal (el balance hídrico y el transporte de sedimentos).
Con la consecución de este objetivo, esta Tesis Doctoral pretende ser una contribución para el aumento del conocimiento de la dinámica ambiental del Lago de Izabal y mejora el sistema de gestión del mismo.
Para cumplir satisfactoriamente el objetivo general, fue necesario el planteamiento de algunos objetivos específicos:
(i)
Evaluar la variabilidad temporal y espacial de los parámetros biofísicos que rigen los procesos hidrológicos dentro del ecosistema del Lago de Izabal, tales como: las condiciones meteorológicas, las características geofísicas y edafológicas de la cuenca de captación y el uso de la tierra.
(ii)
Estimar los procesos hidrológicos de descarga de agua, pérdida de suelo, carga de sedimentos y su transporte al interior del Lago de Izabal, mediante el desarrollo y aplicación de modelos numéricos.
(iii)
Cuantificar las variaciones de volumen de agua almacenada en el Lago de Izabal mediante la combinación de variaciones de nivel y área inundada determinadas a partir de productos de sensores remotos.
(iv)
Analizar el balance hídrico y el transporte de sedimentos del sistema del Lago de Izabal, integrando técnicas de teledetección, modelos numéricos y datos in-situ.
7
Capítulo 1_________________________________________________________
8
_______________________________________________________Introducción
1.2
Estructura de la Memoria A continuación se describen brevemente los seis capítulos de esta Tesis Doctoral,
con la intención de ofrecer una perspectiva general de la estructura de la Memoria. Después de esta introducción, en el Capítulo II, se presenta una descripción de la zona del Lago de Izabal, haciendo énfasis en aspectos biofísicos y socioeconómicos. Además, se describe un marco conceptual acerca de los procesos hidrológicos de interés en este trabajo: el balance hídrico y el transporte de sedimentos. Finalmente, se abordan los antecedentes de la aplicación de modelos numéricos y teledetección en lagos ubicados en otras regiones.
El Capítulo III trata sobre la determinación de la variación espacial y temporal de los factores que afectan los procesos hidrológicos estudiados. La descripción de estos aspectos se realizó a partir de análisis de medidas in-situ, una base de información geográfica y la interpretación de productos de sensores remotos (SRTM, Landsat, SAR).
Con base a los factores que afectan a los procesos hidrológicos y en las leyes físicas que los definen, en el Capítulo IV se desarrollan y aplican modelos numéricos capaces de simular distintos sub-procesos del sistema: la descarga de agua, erosión, carga de sedimentos, difusión-advección de partículas y movimiento del agua por fuerza de arrastre del viento.
La cuantificación de las variaciones mensuales de volumen de agua almacenada en el lago se presenta en el Capítulo V. Las variaciones de volumen se determinaron combinando cambios en el nivel de agua con cambios del área de la superficie del lago. Los datos utilizados provienen de medidas in-situ del nivel y productos de los sensores Radar Altímetro (RA-2) y Radar de Apertura Sintética (SAR), ambos a bordo de la misión de observación terrestre ENVISAT.
En el Capítulo VI se integra la modelación numérica con teledetección y medidas in-situ para determinar los procesos de balance hídrico y transporte de sedimentos en el sistema del Lago de Izabal.
9
Capítulo 1_________________________________________________________
Finalmente,
se
incluye
un
apartado
referente
a
las
conclusiones
y
recomendaciones producto de esta Tesis Doctoral.
Cada uno de los Capítulos presentados en esta Memoria está integrado con el resto y tiene relación con el objetivo general de la misma. La estructura de la Tesis Doctoral se esquematiza en la Fig. 1.1.
Figura 1.1. Esquema de integración de los capítulos de la Tesis Doctoral.
Como se observa en la Fig. 1.1, el Capítulo II provee un soporte conceptual y referencial de los procesos estudiados. El Capítulo III constituye la base de datos de entrada para los análisis presentados en los Capítulos IV y V. Además, éste proporciona información fundamental para el modelo integrado presentado en el Capítulo VI y genera criterios de interpretación de los resultados obtenidos. En los Capítulos IV/V se presenta la aplicación de modelos/teledetección que producen estimaciones de distintos subprocesos hidrológicos que se integran en el Capítulo VI. El último Capítulo de esta Memoria (VI), integra los resultados de los Capítulos III, IV y V para determinar el balance hídrico y el transporte de sedimentos en el sistema, a su vez utiliza la base conceptual (Capítulo II) para interpretar los resultados.
10
CAPÍTULO SEGUNDO
__________________________________________CAPÍTULO 2 Antecedentes y Marco Conceptual 2.1. Descripción de la zona 2.1.1. Generalidades de Guatemala La República de Guatemala posee una superficie de 108889 km² y una población que asciende a 11.2 millones de habitantes (INE, 2002); esto representa una densidad de población de 103 hab/km², siendo la segunda más alta de Centroamérica, por detrás de El Salvador. El país se encuentra en el centro geográfico del continente americano entre los paralelos 13º 44' y 18º 30' N y los meridianos 87º 30' y 92º 13' W (Fig. 2.1). Por su posición geográfica, origen y características geológicas y topográficas, presenta una diversidad de ecosistemas, conformados por condiciones climáticas variadas y riqueza de recursos naturales; posee relieves que van desde planicies a montañas quebradas. Además, cuenta con una gran biodiversidad. Guatemala es poseedora de una gran riqueza sociocultural expresada en sus distintas etnias y recursos arqueológicos que, junto a su variabilidad biofísica, imprimen al país una riqueza particular y excepcional (URL, 2002).
Las condiciones climatológicas de la zona se ven influenciadas por las interacciones océano-atmósfera del Este del Océano Pacífico y de la zona tropical del Océano Atlántico y Mar Caribe (Restrepo y Kjerfve, 2000; Thattai et al., 2003). Thattai et al. (2003), indican que las variaciones orográficas locales influyen directamente en el comportamiento de la temperatura y de precipitación. En general, las temperaturas medias se han definido en 27 ºC para la costa del Océano Pacífico y 28 ºC para la del Océano Atlántico. La altitud es el principal factor de variación de temperatura, en general se ha estimado que ésta desciende 1 ºC por cada 100 m de ascenso (URL, 2002).
Geológicamente, Guatemala es un territorio de topografía irregular, con altitudes que van desde el nivel del mar hasta los 4220 m en el volcán Tajumulco, la cima de mayor altitud en Centro América (URL, 2002). Además cuenta con recursos costeros en el océano Pacifico y Mar Caribe, siendo la distancia interoceánica más corta de 200 km.
13
Capítulo 2_________________________________________________________
Los recursos forestales del país están siendo explotados a una tasa mayor a su recuperación. Considerando los bosques latifoliados, coníferas, mixtos y manglar, en 1999 existía una superficie de bosques de 49466 km2 (45.4% del territorio). Mientras que en el año 2003, la extensión territorial cubierta por bosques era de 40460 km2, que equivale aproximadamente al 37% del territorio nacional (INAB, 2004).
Figura 2.1. A) Ubicación geográfica de la República de Guatemala en Centroamérica. B) Mapa de Guatemala, se muestra la línea divisoria de las tres vertientes hidrográficas. Con el círculo se indica la ubicación del Lago de Izabal.
En cuanto a los aspectos sociales de Guatemala, un rasgo particular de la población es su carácter multiétnico, multilingüe y pluricultural. La tasa global de fecundidad1 (TGF) de Guatemala es de 5 hijos, la más alta en América Latina (CEPAL,
1
La tasa global de fecundidad es el número de hijos que, en promedio, tendría cada mujer de una población en período fértil.
14
______________________________________Antecedentes y Marco Conceptual
2006). El país sufre una de las mayores tasas de analfabetismo en América Latina (32%) (URL, 2002). En la Tabla 2.1 se resumen algunas características de la población de Guatemala comparadas con países de Centro América. Como se observa, los datos demográficos de Guatemala son preocupantes. Es el país con la TGF más alta y menor esperanza de vida. Tiene un grado elevado de inseguridad alimentaria, desnutrición infantil, violencia y narcotráfico, que, unido a la ocurrencia de desastres naturales como inundaciones, deslaves, y huracanes, provoca que la población sea altamente vulnerable.
Indicador Guatemala El Salvador Honduras Nicaragua Costa Rica Territorio miles km2 108.9 21 112.1 139 51.1 Población (millones) 13.01 6.9 7.5 5.59 4.4 Densidad (hab/ km2) 119.4 328.5 66.9 40.2 86.1 TGF 4.9 3.2 4.3 4.4 2.8 Tasa de mortalidad 0.74 0.61 0.54 0.58 0.39 Esperanza de Vida 64.2 69.4 69.8 68.2 76.5 Tabla 2.1 Indicadores demográficos principales de Centro América (PNUD, 1999; CEPAL, 2006).
La economía del país se basa especialmente en el uso y aprovechamiento de recursos naturales a través de los sectores agrícola, pecuario, forestal e hidrobiológico. Todos ellos ejercen mucha presión sobre los recursos naturales y el medio ambiente. De manera que existe sensibilidad natural y una presión social elevadas sobre el medio ambiente nacional, que se ha venido degradando año tras año. Los principales problemas ambientales de Guatemala son: la deforestación, la erosión y la contaminación.
El problema de la deforestación radica en que la extracción es mayor que la reposición natural y artificial. Las causas principales son el consumo irracional de madera para leña, la colonización, el avance de la frontera agrícola, la extracción ilegal y, en menor grado, los incendios y plagas forestales. Según URL (2002), la situación es alarmante debido a que, además del valor económico del recurso forestal, se está perdiendo el valor ecológico, ya que su función es esencial para: la conservación de suelos, protección contra inundaciones, mantenimiento de áreas productivas para la agricultura, regulación del ciclo hidrológico, contribución a la conservación de la vida silvestre y protección del medio ambiente nacional.
15
Capítulo 2_________________________________________________________
La tasa de deforestación, la alta susceptibilidad de los suelos a la erosión y la intensidad de su uso, entre otros, aumentan las tasas de erosión de Guatemala. En cuanto a erosión, se estima que en Guatemala se pierden alrededor de 71169159 × 103 kg de suelo anuales (658 × 103 kg/km2/año). Los valores de erosión hídrica se ven aumentados por la afluencia de huracanes, como el Huracán Stan en 2005 que produjo, en dos semanas, una pérdida de 9027483 × 103 kg de suelo, equivalentes al 12% de erosión anual (CEPAL/SEGEPLAN, 2005). Tahatti et al. (2003), en el estudio realizado en el Golfo de Honduras, concluyen que entre las cuencas afluentes del Golfo de Honduras, la que tiene la tasa más alta de erosión es la del sistema formado por el Río Polochic, el Lago de Izabal, y el Río Dulce en Guatemala, con un valor de 1224 × 103 kg/año/km2.
La contaminación de los recursos hídricos se ve influenciada por el uso excesivo de agroquímicos y el vertido de desechos sin tratamiento en los cuerpos de agua. Otra fuente de contaminación de suelos y aguas son los rellenos sanitarios y los vertederos al aire libre de algunos núcleos de población. Además, la actividad comercial e industrial genera residuos que producen contaminación en el aire, el suelo, el agua superficial y el agua subterránea.
2.1.2. Recursos hídricos de Guatemala En cuanto a recursos hídricos, no se poseen datos exactos sobre los volúmenes y la calidad de las aguas superficiales y subterráneas disponibles. Sin embargo, según el URL (2005), el caudal superficial se estima que varía entre 1760 m3/s y 3190 m3/s, correspondiendo a un volumen de 55.6 y 100.6 × 109 m3/año, respectivamente. Se calcula un caudal de aguas subterráneas de 33699 × 106 m3/año. La riqueza hídrica del país incluye siete lagos, 365 lagunas, 780 lagunetas, siete embalses y tres lagunas temporales; que cubren aproximadamente el 0.9% del territorio nacional (950 km²).
De acuerdo con URL (2005), el volumen de agua disponible a nivel nacional sobrepasa con creces el uso actual. Sin embargo, según las previsiones, se ve seriamente comprometido con las necesidades y la contaminación para el año 2025. En la actualidad, Guatemala podría ser un país exportador de agua. No obstante, ocurren eventos de
16
______________________________________Antecedentes y Marco Conceptual
escasez y falta de agua de manera continua debido, principalmente, a dos razones: la temporalidad del recurso agua y su contaminación.
La disponibilidad de recursos hídricos se ve afectada por las condiciones climáticas que, a su vez, dependen de la circulación atmosférica global y sus ciclos anuales e interanuales. De manera que cambios y alteraciones climáticas globales influyen en la disponibilidad de agua en la región (Restrepo, 2005). Aunque la precipitación promedio anual es aproximadamente 2000 mm, su distribución no es homogénea, existiendo regiones secas con precipitaciones anuales de 700 mm y regiones húmedas con hasta 5000 mm. Generalmente se observan dos estaciones: la lluviosa y la seca. La lluvia se concentra en los meses de mayo y noviembre, con una canícula o período de menor precipitación, entre julio y agosto. Además, las condiciones morfológicas de las cuencas hidrográficas y las actividades antropogénicas afectan al almacenamiento de agua y su disponibilidad subterránea.
La disponibilidad hídrica en escorrentía superficial, aguas subterráneas y precipitación pluvial es insumo para la población en diferentes usos (URL, 2005). Los usos principales son: (i) agua potable y saneamiento, (ii) riego, (iii) energía, (iv) otros usos con menor requerimiento hídrico (industria, turismo, transporte, pesca, conservación y recepción de desechos).
Las aguas superficiales de Guatemala drenan en tres vertientes principales: la del Pacífico, la del Golfo de México y la del Mar Caribe (Fig. 2.1.B). La vertiente del Pacífico tiene una extensión de 24237.26 km2 (22% del territorio), 18 cuencas y un caudal promedio anual de 808 m3/s. Los cauces atraviesan la cadena volcánica para drenar finalmente en la planicie costera y llegar al Océano Pacífico. En general las cuencas son angostas, con fuertes pendientes en la parte media y con una pendiente muy suave en la parte baja. Las cuencas de esta vertiente se ven caracterizadas por una respuesta rápida a la precipitación y un alto grado de sedimentación en la planicie costera, incrementado por la disponibilidad de sedimento producto de los volcanes activos. La vertiente del Golfo de México contiene cuencas que cruzan la frontera con dicho país, con un área de 50852.45 km2 (47% del territorio). Está conformada por 10 cuencas, con un
17
Capítulo 2_________________________________________________________ caudal medio anual de 1372 m3/s. Son las cuencas más extensas del país y las más caudalosas, y todas conforman el caudal del río Grijalva en México. La vertiente del Caribe tiene una extensión de 33799.29 km2 (31% del país), con 10 cuencas y un caudal promedio anual de 1010 m3/s. Incluye los ríos con mayor longitud del territorio guatemalteco. En general, las cuencas están muy bien definidas. En las partes altas tiene fuertes pendientes, que van drenando para convertirse en ríos sinuosos, con valles inundables en las partes más bajas cerca de las desembocaduras. En la Tabla 2.2 se presentan los caudales medios de algunos de los ríos representativos de cada vertiente. Caudal (m3/s) Suchiate 20.46 Ocosito 30.38 Pacífico Naualate 60.8 Coyolate 56.4 Motagua 201.85 Cahabón* 164.2 Mar Caribe Polochic* 71.9 Sarstún 39.39 Grande Zacapa 28.5 Salamá 3.36 La Pasión 322.8 Golfo de México San Pedro 42.59 Salinas 551 * Ríos Tributarios del Lago de Izabal Tabla 2.2. Caudales Medios Anuales del año 2003 de ríos representativos de cada vertiente hidrográfica (INSIVUMEH, 2003). Vertiente
Río
Las condiciones biofísicas y socioculturales de Guatemala son muy variables. De manera que las tres vertientes hidrográficas se diferencian entre sí tanto por sus características biofísicas como socioculturales. La presente Memoria de Tesis Doctoral se enfoca en un sistema de la vertiente del Mar Caribe. Los ríos de esta vertiente son tributarios del Golfo de Honduras, que tiene influencia, además, de las cuencas de Belice y Honduras. En la zona se encuentra el complejo lago de Izabal-Río Dulce, que constituye
el
ecosistema
acuático
de
2
aproximadamente 800 km .
18
mayor
extensión
de
Guatemala
con
______________________________________Antecedentes y Marco Conceptual
2.1.3. El Lago de Izabal El Lago de Izabal es el más grande de Guatemala. Se encuentra ubicado en el noreste del país, a una latitud de 15°30´ N y una Longitud de 89°10´ W. Cuenta con una superficie de 678 km2 (Fig. 2.2.B). Se trata de un lago de tierras bajas cuya superficie se encuentra a una altura de unos 10 msnm (Metros Sobre el Nivel del Mar) con referencia al nivel medio del Mar Caribe. Su principal afluente es el río Polochic, el cual proporciona por lo menos el 70% del agua que entra al lago (Basterrechea, 1993). Sus aguas drenan a través del Río Dulce (42 km de longitud), el cual desemboca en la zona Oeste del Mar Caribe. El complejo Lago de Izabal-Río Dulce es afluente del Golfo de Honduras que unido a otras cuencas de Belice y Honduras tienen influencia en la barrera del Arrecife de Meso-América. Es hábitat para una amplia diversidad de especies, siendo el manatí (Trichechus manatus) y el cocodrilo Moreleti (Crocodylus moreletti) las más importantes, por estar en peligro de extinción.
Figura 2.2. A) Localización del Lago de Izabal y su cuenca de captación dentro de la República de Guatemala. B) El lago de Izabal y sus ríos tributarios, se indica la ubicación del Río Polochic (principal afluente) y del Río Dulce (efluente).
2.1.3.1.
Características biofísicas La superficie del lago tiene una forma irregular alargada, orientada de suroeste a
noreste. Se localiza entre las cadenas montañosas de Sierra de Santa Cruz en el Norte y la Sierra de las Minas en el Sur. Su cuenca hidrográfica abarca un área de 6862 km2, esto
19
Capítulo 2_________________________________________________________
representa una relación de 10:1 entre el área de la cuenca y la superficie del lago (Fig. 2.2.A). La forma de la cuenca hidrográfica es irregular, alargada, y al igual que el lago está orientada de suroeste a noreste (Fig. 2.2.A), confirmando la afirmación de Kalff (2002), quien indica que la forma de los lagos depende de la forma de su cuenca de captación. Cuenta con 18 ríos tributarios, siendo los más importantes los ríos Polochic y Cahabón (Fig. 2.2.B), que antes de desembocar en el lago se unen formando una intercuenca, mientras que la única salida superficial de agua es el Río Dulce (AMASURLI, 2007).
En base a su batimetría el lago presenta cerca del 10% en profundidades menores a los 5 m y contiene un volumen total de 8300 × 106 m3 de agua aproximadamente (OTECBIO, 2003). Se estima que el tiempo de residencia del agua en el lago es de 6.6 meses. Un análisis detallado de los volúmenes y caudales de los afluentes al lago se presenta en Brinson y Nordlie (1975). Las aguas del lago siguen un patrón de circulación cum solem (anticiclónico), debido probablemente a los efectos combinados de la rotación de la Tierra, los vientos alisios del noreste y el oleaje que estos provocan (Carr, 1971). La profundidad media es de 12 m y la máxima de 18 m. En cuanto a las propiedades del agua del Lago de Izabal, el cuerpo de agua se encuentra en un estado de eutrofización acelerada debido al aumento de nutrientes y sedimentos en los últimos 27 años (Dix et al., 1999). Sus características principales son una temperatura media de 28 °C, lo que demuestra la importancia de la iluminación solar y su efecto térmico; el oxígeno disuelto promedio en el lago y columna de agua es de 6.76 mg/l. En términos generales la columna de agua se mantiene bien oxigenada; el pH se mantiene ligeramente alcalino entre 7.25 y 7.72 y el valor medio de transparencia (Disco de Secchi) es de 2.75 m.
Por la altura de su superficie (10 m sobre el nivel medio del Mar Caribe), la mayoría del volumen de agua del lago se encuentra bajo el nivel del mar (Brinson y Nordlie, 1975). Por lo que el lago de Izabal experimenta una relación íntima tanto con su cuenca aguas arriba como con el ambiente marino aguas abajo. El Río Dulce experimenta los efectos de la penetración de agua salina desde el Mar Caribe, especialmente durante la época seca, cuando el flujo de agua dulce es mínimo y los vientos provienen del noreste. Esto se evidencia en registros históricos que hablan de la presencia de especies netamente
20
______________________________________Antecedentes y Marco Conceptual
marinas como tiburones (Carcharodon sp.) en la región noreste del lago e incluso en el Río Polochic (Thorson et al., 1966). La presencia de mangle rojo y blanco en las riberas del Río Dulce es indicativa de la influencia salina en el área.
Arrivillaga (2002) indica que el lago de Izabal es relativamente sensible a cambios ambientales por su gran extensión y poca profundidad. En épocas de sequía, los diferentes elementos que se pueden encontrar en la columna de agua aumentan su concentración de manera significativa, ocasionando cambios drásticos en el ecosistema. Mientras que en la época de lluvias, la dilución de material disuelto es lo normal. Basterrechea (1993) y Dix (1999) señalan la importancia del ecosistema de bocas del Polochic como amortiguador de nutrientes y sedimentos que llegan al lago de Izabal. Esto puede estar influido por la acción de los vientos del noreste, evitando que la descarga de los ríos se distribuya con mayor facilidad en el lago.
Las cuencas hidrográficas que drenan sus aguas hacia el lago de Izabal están caracterizadas por una topografía montañosa, con altitudes que van desde el nivel del lago hasta más de 2600 msnm. La diferencia de altitudes dentro de la cuenca provocan que existan diversas condiciones climáticas (AMASURLI, 2007). La precipitación media es de 2000 mm/año, los valores más altos se registran en la parte media de la cuenca (3500 mm/año) mientras que los valores más bajos se encuentran a la altura de la superficie del lago (1500 mm/año). La temperatura varía en relación inversa a la altitud, el promedio anual es de 25 ºC, con valores promedio de 15 ºC en las partes altas y 31 ºC en las partes bajas de la cuenca (AMASURLI, 2007). Además, en las partes altas de la cuenca se encuentran condiciones agroecológicas representativas de las zonas de vida Bosque Muy Húmedo Subtropical (templado) y Bosque Pluvial Montano Bajo; en las partes medias se encuentran condiciones de las zonas Bosque Muy Húmedo Subtropical (Cálido) y Bosque Pluvial Subtropical, mientras que en la parte baja la zona de vida es Bosque Muy Húmedo Tropical, según el sistema de clasificación Holdridge (De la Cruz, 1982). El área de la cuenca del lago de Izabal y Río Dulce experimenta una estacionalidad relacionada con los cambios en la precipitación y la temperatura. La época lluviosa es de mayo a diciembre y la época seca es de diciembre a abril. Los valores de precipitación pluvial y evapotranspiración potencial tienen un balance positivo de agua de 11015 × 106 m3/año
21
Capítulo 2_________________________________________________________
que se transforman en escorrentía superficial, flujo sub-superficial o se infiltra para unirse a las aguas subterráneas de la cuenca (AMASURLI, 2007).
La
interacción
entre
las
condiciones
geomorfológicas,
agroecológicas,
antropogénicas y climáticas en las cuencas hidrográficas de los afluentes provoca el arrastre de sedimentos y sustancias hacia el lago de Izabal. El Río Polochic tiene un rendimiento de 900 × 103 kg/km2/año de sedimentos, existiendo una reducción de hasta 60% de nutrientes y sólidos suspendidos al desembocar en el lago (Pérez et al., 2004).
2.1.3.2.
Características socioeconómicas La población estimada en el área que conforma la cuenca del lago de Izabal es de
570240 habitantes que se reparten en 19 poblados urbanos con una densidad poblacional de 116 habitantes/km2. Se estima que el 28% de la población está ubicada en áreas urbanas y el 72% en áreas rurales. El patrón de distribución de los centros poblados depende de la disponibilidad de recursos hídricos, de manera que la población ejerce presión en los ríos, utilizando el agua para distintos fines y vertiendo residuos de distinta naturaleza. La población residente de la cuenca del Lago de Izabal es en su mayoría indígena (73%), principalmente pertenecientes a los grupos étnicos Q’eqchi y Pokomchi. Algunos de los problemas más importantes de la población incluyen el analfabetismo, desempleo, falta de vías de comunicación y comercialización inadecuada de productos. La atención sanitaria es deficiente en toda la región y la mayoría de las comunidades no cuenta con servicios básicos como agua potable, letrinización, drenajes, o vertido de desechos.
Tanto la población que habita dentro de la cuenca del lago como la población externa que migra hacia la zona utilizan la tierra para distintos fines. Los fines urbanos son uno de los principales usos de la tierra, que requiere la construcción de viviendas y establecimiento de servicios básicos. Los usos urbanos del territorio requieren cantidades de agua para consumo humano y emiten desechos que finalmente afectan el ecosistema. Aproximadamente un 20% de los hogares tienen acceso a drenaje o fosas sépticas, es decir que el 80% de las viviendas arroja sus aguas residuales directamente a los cuerpos
22
______________________________________Antecedentes y Marco Conceptual
de agua más cercanos. Además se desarrolla una serie de actividades productivas como producción agrícola (granos básicos, hortalizas, café y banano, entre otros), ganadería, actividades forestales, minería, actividad pesquera y turismo (AMASURLI, 2007). Estas actividades tienen un efecto directo sobre la salud ambiental del lago y ríos, debido al arrastre de sedimentos que se incrementa con la deforestación, y el acarreo de nutrientes por las prácticas agrícolas como el uso de fertilizantes químicos (Arrivillaga, 2002). Las categorías de uso predominantes son el bosque natural con más del 35% del territorio (2745 km2) y la agricultura anual con 24% (1958 km2) (AMASURLI, 2007). MFEWS (2005) indica que la población que habita en la región del lago de Izabal tiene principalmente dos modos de vida:
(i) Zona Atlántico Oriental: se refiere a la población que habita en la parte baja de la cuenca del Lago de Izabal. En esta zona el medio de vida principal es el cultivo de granos básicos y la agroindustria de banano (Musa sp.), la palma africana (Elaeis guineensis) y el cultivo del hule (Hevea brasiliensis). El comercio y la actividad portuaria emplean entre el 15 y el 25% de la población de la zona. También existen grandes extensiones ganaderas con bovinos de doble propósito. El 25% de la población se concentra en el área urbana y el 75% en el área rural. El 90% de la población es indígena, un 8% garífunas y el 2% restante población ladina.
(ii) Zona Cardamomo y Café: esta zona se extiende desde la zona suroeste del Lago de Izabal hacia las partes altas de la cuenca. La zona se caracteriza por la producción de granos básicos, ganadería y café (Coffea sp.) que, debido a la caída de sus precios, está en proceso de sustitución por cardamomo (Elettaria cardamomum). El porcentaje de la población rural de la zona es del 66% y 34% urbana. Un 76% de la población es indígena.
Las comunidades que residen en las partes bajas cercanas al Lago de Izabal complementan sus actividades económicas con la pesca artesanal. Sin embargo los pescadores indican que las razones principales de la disminución en las capturas incluyen
23
Capítulo 2_________________________________________________________
la sobrepesca, la deficiente aplicación de la ley, la interrupción del ciclo de vida de los peces y la falta de conciencia y educación de los pescadores (Arrivillaga, 2002).
En relación a las instituciones presentes en la zona, de acuerdo a la legislación vigente en el país, las entidades responsables de la gestión del lago de Izabal y Río Dulce son la Autoridad para el Manejo Sustentable de la cuenca hidrográfica del Lago de Izabal y Río Dulce (AMASURLI) y el Consejo Nacional de Áreas Protegidas (CONAP). AMASURLI es una entidad miembro del Sistema Nacional de Gestión Ambiental, responsable de la gestión y protección de la cuenca y sus mayores afluentes: Río Polochic, Cahabón y Matanzas. Otras instituciones presentes en el área son la Universidad de San Carlos de Guatemala, quien administra el biotopo para la conservación del Manatí “Chocón-Machacas”, la Fundación Defensores de la Naturaleza, quien administra el Refugio de Vida Silvestre de Bocas del Polochic y el Instituto Guatemalteco de Turismo (INGUAT), quien opera el Monumento Histórico del Castillo de San Felipe de Lara. Además existen organizaciones no gubernamentales operando en el área (Arrivillaga, 2002).
2.1.3.3.
Dinámica hombre-ambiente en el Lago de Izabal El lago de Izabal es muy importante por su función ecológica y social. Su
importancia económica reside en su alta productividad pesquera y potencial turístico, siendo una vía de comunicación importante, que permite navegar a embarcaciones de calado mediano 75 km tierra adentro y a embarcaciones pequeñas hasta 110 km. También es importante en términos ambientales ya que tiene alta biodiversidad de ecosistemas y especies, formando parte del corredor biológico centroamericano, y actuando como amortiguador para que la contaminación proveniente de las partes altas no llegue con la misma intensidad a las zonas costeras. Sin embargo, el aprovechamiento irracional de los recursos naturales en las cuencas hidrográficas de los afluentes y del lago en sí, y la falta de conocimiento acerca de los procesos ambientales, dificultan la gestión del lago de Izabal y su cuenca.
24
______________________________________Antecedentes y Marco Conceptual
La integridad de este ecosistema se encuentra amenazada por la presión de las comunidades de su interior, la contaminación del agua desde el Río Polochic y por la propagación de la planta exótica Hydrilla verticillata. La Fundación Defensores de la Naturaleza (FDN) (1997), indica que el humedal contribuye al balance hídrico de la zona y la alteración del mismo afectaría al nivel freático de los alrededores.
Basterrechea (1993), Dix et al. (1999) y Arrivillaga (2002), resaltan que la calidad del agua del lago refleja los aportes de nutrientes y sedimentos de sus tributarios, los cuales sufren degradación debido a deforestación resultante del avance de la frontera agrícola y por el uso excesivo de agroquímicos en la agricultura anual y permanente, como la palma africana. Por su parte Pérez et al. (2004), encontraron que la falta de tratamiento de las aguas residuales, la ganadería y agricultura intensivas desde la parte alta de la cuenca, que incluye al Río Polochic, son las causas principales de la contaminación en la cuenca, hallando concentraciones de nitratos y fosfatos dentro del rango de lagos eutróficos. Asimismo, concluyeron que debía implantarse el tratamiento de las aguas residuales que son descargadas directamente a los cuerpos de agua en la cuenca.
Estudios detallados de la calidad del agua del Lago de Izabal conducidos por Brinson (1976), y más recientemente por Dix et al. (1999), concluyen que la contaminación de las fuentes de agua se debe fundamentalmente a la colocación de desechos y residuos de actividades humanas directamente en las aguas superficiales. Recientemente los estudios en el Lago de Izabal se han enfocado al monitoreo y análisis de la calidad de agua del mismo, sin embargo los últimos esfuerzos enfocados al estudio de los procesos físicos del lago se realizaron hace varias décadas (Carr, 1971, Brinson, 1976).
2.2. Procesos físicos estudiados 2.2.1. El ciclo hidrológico y balance hídrico En general el ciclo hidrológico consiste en: la evaporación del agua de los océanos y de la superficie terrestre, ésta es transportada por la atmósfera en forma de
25
Capítulo 2_________________________________________________________
vapor de agua, precipita otra vez en forma de lluvia o nieve, es interceptada por árboles y otra vegetación, se escurre superficialmente sobre la superficie de la tierra, se infiltra en el suelo, recarga los acuíferos, se descarga en corrientes y ríos y finalmente fluye hacia los océanos, de donde nuevamente se evapora y se reinicia el ciclo (Fig. 2.3). Éste inmenso motor que da movimiento al agua y utiliza como combustible la energía solar, es favorecido por la fuerza de gravedad, y continua interminablemente sin importar la presencia o ausencia de la actividad humana (Maidment, 1993). Según Wetzel (2001), es mayor la cantidad de agua que se evapora de los océanos que la que llueve sobre ellos, mientras que en tierra es mayor la cantidad recibida como lluvia que la que se pierde como evaporación.
Figura 2.3. Diagrama de los flujos y componentes del ciclo hidrológico. Se muestra el papel de los lagos en el sistema y su relación con el resto de componentes. (Tomado de www.jmarcano.com)
2.2.1.1.
Componentes del ciclo hidrológico y balance hídrico El ciclo consiste en tres fases principales: la precipitación, evaporación, y el flujo
superficial y subterráneo (Wetzel, 2001). El agua que cae a la tierra en forma de precipitación pluvial tiene distintos trayectos, una parte puede ser interceptada o transpirada por las plantas, otra parte puede escurrirse superficialmente y formar parte de ríos y corrientes superficiales, y otra parte se infiltra en el suelo y es almacenada como agua subterránea. Se ha estimado que la mayor parte del agua interceptada por las plantas y de la escorrentía superficial es devuelta a la atmósfera a través de la evaporación (Wetzel, 2001).
26
______________________________________Antecedentes y Marco Conceptual
La parte de la precipitación caída sobre la cuenca que no es perdida por evaporación o transpiración, saldrá de la cuenca hidrográfica por alguna de las siguientes vías: (i) flujo sub-superficial, (ii) agua subterránea, (iii) escorrentía superficial (Kalff, 2002). La cantidad de agua que se distribuirá en cada vía depende de la capacidad de retención de agua y conductividad hidráulica de la superficie terrestre (Maidment, 1993). La capacidad de almacenamiento del suelo es continuamente liberada por los procesos de evaporación y transpiración (Wetzel, 2001). En cuanto a (i), la mayoría de la precipitación que no se evapora se infiltra en el suelo, en donde se mueve verticalmente hasta la zona de saturación, posteriormente continúa en movimiento curvilíneo horizontal en forma de flujo sub-superficial (Wetzel, 2001; Kalff, 2002). El flujo sub-superficial (horizontal) continúa hasta encontrar suelos saturados y emerge hacia la superficie en forma de flujo de retorno y se une a la red de drenaje superficial (Wetzel, 2001). El nivel hasta donde se encuentra la zona saturada de agua se denomina capa o nivel freático. El flujo sub-superficial ocurre en zonas superiores a la capa freática mientras que el agua que está por debajo del nivel freático se denomina agua subterránea (Wetzel, 2001).
Alguna parte del agua precipitada se va a percolar a sitios más profundos a través de estratos no saturados hasta alcanzar el nivel freático y unirse al agua subterránea o acuífero (ii). El flujo del agua subterránea es lento y sus trayectos largos, de manera que durante periodos de poca o ninguna precipitación, cuando la descarga de agua está por debajo de su valor medio de largo plazo, el agua subterránea provee el agua para la descarga. Este proceso es conocido como caudal base (Wetzel, 2001; Kalff, 2002). Cuando la tasa de precipitación es mayor que la velocidad de infiltración del suelo, se da el fenómeno de escorrentía superficial (iii). Especialmente durante períodos de precipitaciones fuertes y prolongadas, el agua se escurre superficialmente hacia las corrientes, ríos y lagos (Kalff, 2002).
Cada uno de estos procesos de lluvia responde de manera diferente a las variaciones de topografía, suelos e intensidad del evento de precipitación, e indirectamente a variaciones de clima, vegetación y uso de la tierra (Herman y Kjerfve; 1999; Wetzel, 2001). La vegetación juega un papel importante en estabilizar el flujo. La deforestación reduce tanto la infiltración como las tazas de transpiración, lo que permite a
27
Capítulo 2_________________________________________________________
los ríos aumentar rápidamente después de lluvias, pero retornar también rápidamente al caudal base. El tiempo que pasa entre el evento de lluvia y el incremento de las corrientes, cambia entre cada río y depende, entre otros factores, de la humedad del suelo en el momento del evento lluvioso (Kalff, 2002).
A nivel global, cada componente del ciclo hidrológico se encuentra en equilibrio con los restantes. De acuerdo con Kalff (2002), únicamente cerca del 2.6% del volumen de agua mundial consiste en agua dulce. A nivel superficial las aguas frescas se distribuyen en lagos, ríos y humedales, que son las principales fuentes de agua para consumo humano y hábitat para otros organismos. Éstos contienen aproximadamente 113 x 103 km3 equivalente al 0.3 % del total de reservas de agua dulce. La cantidad total del caudal de agua superficial y subterránea en Sudamérica es mayor que en otros continentes, casi dos veces por unidad de área que los otros macizos terrestres (Wetzel, 2001).
2.2.1.2.
Balance hídrico en lagos El agua almacenada en lagos, ríos y humedales tiene un balance dado por
relaciones hidrológicas básicas en las que los cambios de agua almacenada dependen de la relación entre la tasa de entradas y todas las salidas de masa de agua del sistema (Wetzel, 2001). Las entradas de agua incluyen: (i) Precipitación directa sobre la superficie del lago, (ii) Agua superficial entrando al lago a través de los tributarios, (iii) Entrada de agua a través de flujos subterráneos. Las salidas de agua del lago incluyen: (iv) Pérdida de agua por evaporación de la superficie del lago y evapotranspiración debida a plantas acuáticas (macrófitas), (v) Salida superficial del agua, drenando hacia un río o al mar, y (vi) Percolación subterránea.
La gran mayoría de lagos subtropicales y tropicales están localizados en cuencas de drenaje bien erosionadas y de bajo relieve. Éstos son de bajas profundidades, y altamente afectados por el viento, temperatura, ríos y corrientes que provocan la mezcla de las aguas (Kalff, 2002). Los lagos localizados en cuencas con altas descargas superficiales de agua hacia su interior tienen normalmente una salida superficial y son
28
______________________________________Antecedentes y Marco Conceptual
conocidos como lagos abiertos. Por el contrario, en lagos de infiltración, la entrada puede ser superficial, pero la salida ocurre a través de las paredes del lago y se denominan cerrados. Las pérdidas por evaporación hacia la atmósfera varían considerablemente en función de las combinaciones de una serie de parámetros físicos como viento, humedad y temperatura (Wetzel, 2001). Kalff (2002) indica que el promedio de pérdidas de agua en los lagos abiertos estudiados se distribuye en 12% como pérdidas por evaporación y 88% como pérdidas a través del drenaje superficial. En lagos de Suramérica, las entradas de agua son 60% como escorrentía superficial y 40% por lluvia en la superficie, y las salidas ocurren en 89% por drenaje superficial y 11% por evaporación. La forma de entradas y salidas de agua varía alrededor de estos valores de acuerdo al desgaste de las rocas y los suelos, de los procesos hidrológicos, el desarrollo del uso de la tierra, el tamaño de la cuenca y su relación con el tamaño del lago.
En cuanto a la forma de medir cada componente del balance hídrico de lagos (entradas, salidas, almacenamiento), cada término se mide con rangos de error que confieren incertidumbre al cálculo del balance del ecosistema (Maidment, 1993; Kalff, 2002). Maidment (1993), indica que la descarga de ríos tributarios es la medida hidrológica que se realiza con mayor precisión, y su determinación es valiosa en el conocimiento de los recursos hídricos. Una forma sencilla de estimar la descarga de agua es a partir de promedios determinados para áreas específicas en atlas hidrológicos. Las tasas de descarga multiplicadas por el área de interés producen el caudal de cada río (Kalff, 2002). Por otro lado, en la determinación indirecta de la evaporación existen dificultades considerables. En el caso de lagos estas dificultades son aún mayores por la necesidad adicional de medir la entrada y salida de agua superficial, y las dificultades en la medición de entrada subterránea y pérdidas por infiltración. Además, la estimación precisa de la precipitación sobre la superficie del lago es problemática no sólo por las probabilidades de cometer errores en la medición, sino que también por la variabilidad espacial asociada a la topografía de las cuencas. Existe una incertidumbre sistemática en la determinación de la evaporación por la posibilidad de pérdidas por infiltración. En este caso es importante reconocer el papel de los niveles de agua subterránea (Maidment, 1993).
29
Capítulo 2_________________________________________________________
La cantidad de agua subterránea se estima normalmente por diferencia a partir de la ecuación del balance hídrico (Kalff, 2002). Sin embargo, los sedimentos de la mayoría de lagos tienen relativamente bajas conductividades hidráulicas y existe poca pérdida/alimentación de los lagos hacia/desde aguas subterráneas. Diversos análisis han demostrado que las contribuciones de aguas subterráneas son insignificantes (Wetzel, 2001). El almacenamiento de agua es muy difícil de estimar de manera fiable y, normalmente, es una fuente de errores importantes a escalas mensuales o semanales (Maidment, 1993). Las variaciones en el almacenamiento de masas de agua en los lagos son un indicador sensible de la lluvia y evaporación, por lo que este parámetro podría ser utilizado para el estudio del impacto del cambio climático en los lagos (Mercier et al. 2002; Cretaux y Birkett, 2006). Las fluctuaciones de agua almacenada pueden ser percibidas como variaciones en el nivel del lago y, por ende, en la extensión de área inundada, dependiendo de las condiciones batimétricas/topográficas de la costa del lago. Indirectamente, las variaciones de volumen de agua de los lagos se pueden medir a partir de combinaciones de esos parámetros (nivel, área inundable, batimetría).
La relación entre la variabilidad de agua almacenada en los lagos y las aguas que los alimentan determina el intercambio de agua (tiempo de residencia). El tiempo de residencia del agua en lagos, es el promedio de tiempo que se requeriría para llenar el mismo, si éste fuera vaciado (Kalff, 2002). La mayoría de parámetros físicos, químicos y biológicos de estos ecosistemas se ven afectados por el tiempo de residencia del agua (Ambrosetti, 2003). El tiempo de residencia es función de la morfometría y tamaño del lago, el tamaño de la cuenca, clima, escorrentía y características de la cuenca. En el Lago de Izabal el tiempo de residencia ha sido estimado en 6.6 meses (Brinson y Nordlie, 1975). La cantidad, distribución temporal, trayectos y tiempo de residencia de la precipitación en las cuencas, determina la descarga de agua de los ríos y el tiempo de residencia del agua en las cuencas de lagos y humedales (Kalff, 2002).
2.2.2. Transporte de sedimentos y sustancias La naturaleza de los lagos es, la mayoría de las veces, cóncava, y existe una tendencia a ser llenados con sedimentos. Por lo cual, la vida de los lagos pasa por etapas
30
______________________________________Antecedentes y Marco Conceptual
de juventud, a etapas de madurez, senescencia, y muerte, cuando la cuenca es llenada finalmente (Cole, 1994). Los sedimentos en primer lugar son desprendidos en las partes altas y medias de las cuencas de captación, son transportados por los ríos tributarios hacia el lago, y finalmente, ya en el cuerpo de agua son transportados por las fuerzas de difusión y corrientes internas hacia el interior del mismo.
La pérdida de suelo y su consiguiente transporte hacia zonas costeras o lagos ha sido un asunto de interés para la comunidad hidrológica por sus impactos ecológicos y sociales. El proceso afecta tanto las partes de pérdida de suelo por la reducción de productividad y transformación del territorio, como en los cuerpos de agua que reciben el material erosionado con una serie de efectos negativos en la calidad del agua. En los ecosistemas, el suelo tiene procesos naturales de regeneración, pero cuando la tasa de pérdida de suelo es mayor a la de su formación, el territorio pierde productividad que conduce al empobrecimiento de sus habitantes. El equilibrio natural alcanzado entre los factores formadores de suelo y los que favorecen su erosión posee alta fragilidad. La sobreexplotación de los recursos naturales de algunas zonas causa la degradación del territorio incrementando la pérdida de suelo (Saavedra, 2005). El impacto del aumento de la erosión en el entorno, se manifiesta en el incremento de la carga de sedimentos transportada en los cursos de agua naturales (Mattos, 1999).
El contenido de sedimentos y sustancias dentro de un lago proviene de distintas fuentes: i) El material erosionado en la cuenca y transportado por ríos tributarios o zonas costeras adyacentes al lago, que es denominado material alóctono. y ii) el material que es producido dentro del cuerpo de agua por procesos biológicos (fijación), químicos (mineralización), o físicos (resuspensión); dependiendo de la productividad del lago y que se denomina material autóctono (Lindstrom et al. 1999; Malmaeus y Hakanson, 2003). La distribución de la cantidad de sedimentos y sustancias de cada fuente (alóctona y autóctona) depende de distintas condiciones biofísicas y antropogénicas del sistema, y es variable en cada lago. El campo de concentración de sedimentos y sustancias es variable en cada zona del lago y temporalmente. El transporte de los materiales alóctonos hacia el interior del lago ocurre por distintas fuerzas tales como: i) los procesos de difusión; y ii) las corrientes de agua debidas al arrastre por el viento (Kjaran et al. 2004; Alonso, 2005;
31
Capítulo 2_________________________________________________________
Tsanis y Saied, 2007). Mientras que los materiales autóctonos sufren desplazamientos debidos a fuerzas de resuspensión y corrientes dentro del lago (Hakanson et al. 2000). En las siguientes sub-secciones se describen los procesos físicos que definen el transporte de sedimentos desde las cuencas de captación hacia el lago y posteriormente dentro del mismo.
2.2.2.1.
Proceso de erosión La erosión es el proceso mediante el cual el material de la superficie terrestre se
pierde, disuelve o desgasta, y a la vez es transportado de un lugar a otro (USGS, 2007). La erosión puede ser causada por varias fuerzas, aunque el presente estudio únicamente se enfoca a la erosión causada por la lluvia y la escorrentía superficial, la denominada erosión hídrica. De ahora en adelante, esta Memoria se referirá a erosión o pérdida de suelo, hídrica. El proceso de erosión incluye el desprendimiento, transporte y deposición de partículas de suelo por fuerzas erosivas (Merritt et al., 2003; Saavedra, 2005). Estas fuerzas pueden ser fenómenos naturales como la lluvia o nieve, o artificiales como el riego (Foster, 1982). El proceso sigue la siguiente secuencia. Cuando las partículas de agua golpean la superficie ocurre el desprendimiento de partículas individuales de suelo. A medida que el evento continúa, el agua se infiltra en el suelo a una tasa controlada por la intensidad de caída del agua y la capacidad de infiltración del suelo. El agua que no se infiltra, comienza a estancarse en la superficie. Cuando el agua estancada aumenta, se promueve el flujo en la dirección de la pendiente más pronunciada (escorrentía superficial). Las partículas de suelo se disuelven o suspenden en el flujo y da inicio el proceso de transporte de sedimentos (Saavedra, 2005).
Según el sistema de drenaje de la cuenca, la escorrentía superficial converge formando corrientes cada vez de mayor tamaño, que producen el desprendimiento de partículas adicionales de suelo. Cuando una suficiente cantidad de agua converge, alcanza canales bien definidos (cauce) donde el agua y los sedimentos son transportados hacia las partes bajas de la cuenca. Cuando en alguna parte del cauce la velocidad del flujo disminuye, algunas partículas de suelo precipitan y se depositan. La cantidad final de sedimentos que sale de la cuenca como carga de sedimentos, depende de la relación de
32
______________________________________Antecedentes y Marco Conceptual
los tres sub-procesos mencionados: desprendimiento, transporte y deposición (Merritt et al., 2003). Dependiendo del grado de progreso de la erosión, el proceso puede ocurrir de varias formas (laminas, cárcavas, zanjas).
De acuerdo con Mattos (1999), los procesos de erosión dependen de diversos factores entre los que se mencionan: características físicas del suelo (textura, estructura, permeabilidad, etc.), morfología del terreno (porcentaje y longitud de pendiente, barreras, etc.), clima (régimen de lluvia, intensidad y duración) y tipo de protección del suelo (cobertura vegetal, prácticas de protección, etc.). La observación y medición de los procesos de erosión durante eventos lluviosos conlleva dificultades por las bajas escalas temporales y diferentes escalas espaciales en las que ocurre la erosión (Saavedra, 2005). A pesar de la dificultad de medir la pérdida de suelo, es posible medir con cierta facilidad y precisión, los factores de los cuales ésta depende. De manera que se hace necesario el uso de modelos de erosión que permitan predecir la pérdida de suelo y transporte de sedimentos (Jetten et al., 2003). La predicción de la distribución espacial e intensidad de la erosión es aún más problemática en zonas con poca disponibilidad de datos experimentales. Es en estos sitios donde la habilidad de extrapolar técnicas, desarrolladas en otras zonas, cobra importancia práctica (Saavedra, 2005). Además, el aumento de la disponibilidad de datos de satélites, con diversos productos, resoluciones espaciales y temporales, provee una significante fuente de información que complementa los datos de campo. Saavedra (2005) aplicó en Bolivia la integración de datos de campo y datos de teledetección para utilizar modelos de predicción de erosión, desde escalas locales a escala de cuenca hidrográfica.
En la Fig. 2.4, se presenta un diagrama de los factores de los que depende la pérdida de suelo. En general los factores pueden agruparse en 5 clases: clima y precipitación, relieve, suelos, cobertura de la tierra y actividades humanas (Saavedra, 2005). Cada uno de los factores afecta a la erosión en alguno de los tres aspectos mencionados (desprendimiento, transporte y deposición). La susceptibilidad del suelo a ser erosionado se denomina erodabilidad y está relacionada con la facilidad que presentan las partículas del suelo a sufrir desprendimiento y ser transportadas por el agua. Entre las
33
Capítulo 2_________________________________________________________
características que afectan la erodabilidad están: la estructura, textura, permeabilidad, profundidad y el contenido de materia orgánica.
Figura 2.4. Diagrama de los factores que afectan los procesos de erosión (Traducido de Saavedra, 2005).
En cuanto a las fuerzas que determinan la erosividad, no solo afecta la cantidad de lluvia que cae, sino su distribución, intensidad y frecuencia. La erosividad y erodabilidad son complementadas con factores que varían dentro de la cuenca hidrográfica, como la altitud, pendiente, área, perfil longitudinal y transversal, y cobertura y uso de la tierra (Fig. 2.4).
2.2.2.2.
Procesos de difusión turbulenta Bajo el término de difusión se entiende al proceso físico por el que una propiedad
y/o sustancia es transportada en el seno de un medio mediante movimientos aleatorios. La sustancia transportada puede ser sedimentos, polen, contaminantes, sal, o puede ser una propiedad como el calor o el momento. El medio en el que se transporta puede estar en cualquiera de los tres estados de la materia (Alonso, 2005). Los procesos de difusión molecular ocurren por gradientes de concentración (difusión de Fick), y los de difusión turbulenta por movimientos macromoleculares del medio donde se difunde. Los procesos de difusión en un lago afectan directamente el transporte de todo tipo de sustancias y
34
______________________________________Antecedentes y Marco Conceptual
propiedades. La velocidad y forma en que ocurren depende de las características del medio donde se difunde y de lo que se transporta. El conocimiento sobre el transporte de material suspendido2 SPM (Suspended Particulate Matter) en un lago es importante para la planificación de la gestión del mismo, ya que tiene influencia en procesos biológicos, físicos y ecológicos. Cuando la concentración de SPM de un lago sube, no sólo aumenta la turbidez del agua y disminuye la capacidad de penetración de la luz, sino que también hay daños en la vida acuática (Jurui, 2001). Las rutas de transporte de nutrientes, metales y sustancias tóxicas están directamente relacionadas con los procesos de difusión del SPM. La producción primaria y fuentes de energía del ecosistema son otros factores íntimamente relacionados con el transporte de SPM (Malmaeus y Hakanson, 2003). En lagos con niveles bajos de eutrofización, el contenido de carbón en el SPM es crucial para la vida acuática ya que aporta energía a bacterias, fitoplancton y otros organismos de los primeros niveles de la cadena trófica (Hakanson et al., 2000). El SPM en el agua del lago incluye material aportado por tributarios (alóctono), el material producido en la columna de agua (autóctono), y el material resuspendido (Malmaeus y Hakanson, 2003).
Los procesos de difusión de SPM son complejos, ya que existen muchos agentes involucrados en ellos. Jurui (2001), encontró que las arenas gruesas se depositan cerca de la desembocadura de los ríos hacia el lago, mientras que las partículas finas son transportadas a lugares más lejanos. Además del tamaño de las partículas, la composición química del SPM afecta su difusión. Ésta varía significativamente dentro de un mismo lago, pudiéndose encontrar varios tipos de sustancias como minerales, metales, sustancias orgánicas, colonias de bacterias, plancton y/o nutrientes (Malmaeus y Hakanson, 2003). Lindstrom et al. (1999) hace una división de acuerdo a su composición, en orgánicas e inorgánicas. Desde un punto de vista operacional, en este estudio los SPM se consideran la parte no filtrable de la muestra de agua, y se pueden definir como las partículas que están sujetas a ser precipitadas al fondo por la fuerza de gravedad. Las fuentes de SPM en 2
Para los intereses del estudio se considera como sinónimos los términos: Sólidos Suspendidos, Sedimentos en Suspensión, Partículas en Suspensión y Material en Suspensión. En el resto del documento se utilizarán las iniciales SPM.
35
Capítulo 2_________________________________________________________
un lago son muy diversas: (i) Material aportado por los ríos tributarios; (ii) Material producido en la columna de agua por actividad biológica o química; (iii) Material resuspendido por influencia del viento, el cual es significativo principalmente en profundidades menores a los 2 m (Lindstrom et al., 1999; Malmaeus y Hakanson, 2003). Las distintas composiciones químicas, fuentes y tamaños, provocan que ningún factor por sí mismo pueda explicar el comportamiento dentro de un lago. Esto sería, más bien, una relación de una amplia gama de factores, incluyendo las fuentes, la composición y otros.
2.2.2.3.
Circulación inducida por el viento El transporte de sedimentos en el interior del cuerpo de agua se ve afectado
además de por los procesos de difusión, por el movimiento turbulento de las aguas del lago. Además, los elementos esenciales para la vida y productividad como el oxígeno, calor y nutrientes, así como contaminantes son transportados y dispersados dentro del lago por las corrientes (Tsanis y Saied, 2007).
La geometría de los lagos revela que las escalas de tamaño horizontal son mucho mayores a las escalas verticales, asimismo las velocidades horizontales son varios órdenes de magnitud mayores que las velocidades verticales, que suelen ser insignificantes (Tsanis y Hurdowar-Castro, 2005). En el plano horizontal, existen dos clases de movimiento bien diferenciados: oleaje de viento y corrientes. Los movimientos de las aguas en lagos, ríos o humedales son siempre de naturaleza turbulenta. La principal fuerza que los impulsa es el viento. Los ríos tributarios generan un aporte importante como fuente de sustancias biológicas y químicas, pero no contribuyen de manera significativa a la energía cinética del lago (Horne y Godman, 1994; Tsanis y Saied, 2007). Las fuerzas que mueven el agua incluyen además del viento, la gravedad, la evaporación y la rotación de la tierra. La rotación produce que las aguas se muevan hacia la derecha en el hemisferio norte siempre que las dimensiones del cuerpo de agua sean extensas. En lagos extensos, las corrientes superficiales fluyen a aproximadamente 45º respecto a la dirección prevaleciente del viento (Horne y Goldman, 1994), como consecuencia del transporte de Ekman en sistemas de profundidad reducida. El oleaje producido por la acción del viento juega un papel importante en los procesos de las costas y en fenómenos
36
______________________________________Antecedentes y Marco Conceptual
relacionados con las dinámicas de sedimentos en aguas llanas. Las olas producen resuspensión de sedimentos en profundidades menores a los 2 m, en función del diámetro y densidad de los mismos. Asimismo, la existencia de camas de macrófitas afectan la estabilización del sustrato, ya que son un elemento de fricción para el movimiento del agua y atrapan grandes cantidades de SPM (Lepage et al. 2000).
2.3. Modelos numéricos y teledetección El mantenimiento de una red que genere información constante sobre las características geofísicas e hidrológicas de una cuenca requiere de una alta inversión económica y de tiempo. En países en vías de desarrollo, como Guatemala, la monitorización constante de algunos parámetros se realiza únicamente en algunas de las cuencas más importantes para el país. La información existente ha sido recabada en estudios muy antiguos (Simmons et al. 1959; y De la Cruz, 1982) o se encuentra con escalas espaciales de bajo detalle (MAGA, 2001). Con el desarrollo de técnicas de teledetección y modelos numéricos, es posible la adquisición de información complementaria que permita la actualización de información y mejorar el nivel de detalle de la misma. Además, los paquetes informáticos basados en Sistemas de Información Geográfica (GIS) permiten manipular y analizar la información existente para lograr un mejor aprovechamiento.
La aplicación de modelos numéricos y de técnicas de teledetección contribuirá a encontrar información importante relacionada al balance hídrico y al transporte de sedimentos en la cuenca del Lago de Izabal. Los modelos numéricos y la teledetección han sido aplicados exitosamente como fuente de datos complementarios en otras regiones del mundo con poca disponibilidad de datos in-situ. En esta sección se presenta el estado del arte de la aplicación de modelos numéricos y teledetección en el estudio de los procesos físicos de interés en esta Tesis.
2.3.1. Modelos hidrológicos y transporte de sedimentos Los modelos numéricos que se han aplicado en otros lagos con el objetivo de estudiar el balance hídrico y transporte de sedimentos hacia el lago incluye tres tipos de
37
Capítulo 2_________________________________________________________
modelos: (i) modelos para el cálculo automático de la descarga de agua desde las cuencas tributarias; (ii) modelos para el cálculo de la pérdida de suelo o erosión de las cuencas tributarias y su transporte hasta la desembocadura de los ríos afluentes; y (iii) modelos para el transporte de sedimentos en el interior del cuerpo de agua, que combinan difusión y circulación. A continuación se presentan los antecedentes de cada uno de estos modelos.
2.3.1.1.
Modelos de descarga de agua Muchas aplicaciones hidrológicas concernientes al manejo de los recursos
hídricos o al control de su calidad, requieren de series temporales de descarga de agua. Cuando estas series no están disponibles a partir de medidas in-situ, el uso de modelos hidrológicos es una alternativa viable (Murrone et al. 1997). En la actualidad se han desarrollado una variedad de ellos capaces de predecir la descarga de agua. Según Bundela (2004), éstos tienen distintas bases para su formulación: física, empírica y conceptual. Los de base física usan las ecuaciones de la conservación de masa y flujos de energía y presentan una aproximación realista de la cuenca, adaptándose a distintas situaciones. Sin embargo, requieren la recolección de altas cantidades de datos de campo. En el pasado, no eran muy utilizados debido a la falta de capacidad de manejar grandes cantidades de datos y a la baja capacidad de procesamiento de los ordenadores. En su lugar se usaban modelos empíricos con el inconveniente de ser válidos únicamente para la zona y el tiempo en el que fueron desarrollados. Los modelos conceptuales se basan en una simplificación de los procesos físicos, no requieren mucha eficiencia computacional pero al basarse en procesos aislados puede generar datos erróneos.
En general, el desarrollo de un modelo se basa en definir los datos de entrada, la utilización de las leyes que rigen el proceso a estudiar, el establecimiento de condiciones iniciales y de contorno, y todas ellas considerando las características de la cuenca. En la Fig. 2.5 se esquematiza el concepto de la modelación hidrológica.
38
______________________________________Antecedentes y Marco Conceptual
Figura 2.5. Descripción conceptual de un modelo hidrológico (Adaptado de Singh, 2002).
En la Tabla 2.3 se presenta una relación de algunos modelos hidrológicos que han sido aplicados exitosamente en distintas áreas del planeta. Al ser los procesos de descarga de agua y de erosión dos procesos muy vinculados entre sí, la mayoría de modelos hidrológicos proveen resultados para ambos casos. Dentro del conjunto de modelos hidrológicos, algunos han sido desarrollados por empresas de software con fines lucrativos, mientras que otros están disponibles a la comunidad científica sin coste. En cuanto al requerimiento de información de campo también existe diversidad, desde los que necesitan altas cantidades de datos hasta los que se basan únicamente en la localización y datos de lluvia.
Modelo Tipo Requerimiento de datos Escala temporal HEC-HMS Físico Alto Continuo AQUALM Conceptual Alto Continuo IHACRES-WQ Empírico/conceptual Bajo Continuo CMSS Empírico Bajo Evento puntual LASCAM Conceptual Alto Continuo KINEROS-2 Físico Alto Evento puntual HYDROTREND Conceptual Moderado Continuo MMMF Empírico/conceptual Moderado Anual WATFLOOD Conceptual/físico Alto Continuo MOSS III Empírico Bajo Continuo Tabla 2.3. Algunos modelos hidrológicos que predicen la descarga de agua de cuencas hidrográficas.
La selección del modelo a utilizar se realizó considerando las ecuaciones fundamentales de cada uno, el requerimiento de datos, la disponibilidad del modelo sin
39
Capítulo 2_________________________________________________________
coste, y su aplicación exitosa en zonas con características similares a la cuenca del Lago de Izabal.
2.3.1.2.
Modelos de pérdida de suelo y carga de sedimentos
Como se mencionó en la sección 2.2.2, los términos erosión y sedimentación enmarcan
una serie de procesos como la lluvia, la escorrentía superficial, el
desprendimiento, transporte y deposición de partículas de suelo. Los factores que determinan cada uno de los procesos de erosión son complejos e interactivos (Toy et al. 2002). La modelación del proceso de erosión ajusta en distintas medidas las relaciones de desprendimiento, transporte y deposición de suelo. La modelación de erosión y transporte de sedimentos es un objetivo que ha mantenido la atención de distintas disciplinas en las últimas décadas. A pesar de que se conoce que la erosión y transporte de sedimentos son influenciados por múltiples factores biofísicos y antropogénicos, aún no se comprende exactamente la variabilidad espacial y temporal de estos procesos. Además, existe incertidumbre del error de las estimaciones que realizan (Saavedra, 2005).
Un modelo matemático para el cálculo automático de la erosión consiste en la formulación de los distintos procesos físicos, la estructura y distribución espacial, la escala temporal, y la escala de aplicación (Bundela, 2004). En general, los modelos de erosión mantienen la descripción conceptual presentada en la Fig. 2.5. para modelos hidrológicos. Las diferencias en información disponible e información que se desea obtener, han provocado el desarrollo de una considerable cantidad de modelos sobre la erosión del suelo. Algunos modelos de erosión se basan en el estudio directo de la pérdida de suelo y posteriormente el cálculo de la carga de sedimentos, mientras que una alta cantidad de modelos se basa en el cálculo de la carga de sedimentos y posteriormente realizan las estimaciones de suelo perdido con base en la carga que sale por el río. La íntima relación que existe entre la carga de sedimentos y el caudal de descarga de un río (Restrepo y Kjerfve, 2000) provocan que, en muchos casos los modelos hidrológicos generen resultados de ambos procesos (descarga de agua y carga de sedimentos).
40
______________________________________Antecedentes y Marco Conceptual
Los modelos difieren significativamente en términos de su complejidad, requerimiento de información, procesos que representan y la manera en que esos procesos son planteados, la escala de uso y tipo de información que proveen. Los modelos existentes generan resultados adecuados para la situación en que fueron desarrollados, mas no para todas las situaciones. Las técnicas utilizadas adolecen de sobreestimación de parámetros, requerimientos de información no reales y falta de información que permita su validación. La diversidad de intereses de información sobre erosión, con objetivos distintos, no permite la existencia de un criterio de selección que indique un modelo universal (Merritt et al. 2003; Saavedra, 2005).
Al igual que los modelos hidrológicos, los modelos de erosión se pueden formular en tres categorías de base: empíricos, conceptuales y físicos. Se diferencian por los procesos que representan, la forma de representarlos y los datos de los que dependen esos procesos (Bundela, 2004; Saavedra, 2005). Los modelos empíricos se basan en observaciones de erosión o carga de sedimentos en un área y la búsqueda de parámetros que estén relacionados con las observaciones realizadas. Los modelos conceptuales se basan en la representación de la cuenca como un conjunto de subsistemas que representan rutas de flujo y almacenamiento. En términos de complejidad, los modelos conceptuales están entre empíricos y los físicos.
Los modelos físicos se basan en la estima numérica de la solución de las leyes físicas que describen la erosividad de la lluvia y escorrentía superficial y el transporte de los sedimentos. Las ecuaciones estándar se refieren a la conservación de la masa y el momento para el flujo y para sedimentos (Merritt et al. 2003; Saavedra, 2005). Los modelos físicos tienen alta demanda de datos a ser recolectados en el campo. A pesar de las medidas experimentales, los errores en la medición aumentan la incertidumbre de los resultados (Saavedra, 2005). Merritt et al. (2003) presentan una revisión de algunos modelos de erosión y sedimentos. En esta revisión se indica que la distinción de los modelos de erosión dentro de estas categorías no está bien definida, sino que la mayoría de modelos contienen en su formulación, características de cada tipo de modelo. Por ejemplo, mientras la escorrentía superficial de un modelo se estima con base física,
41
Capítulo 2_________________________________________________________
relaciones empíricas podrían utilizarse para el transporte de sedimentos del mismo modelo.
Saavedra (2005) indica que los estudios realizados en la zona montañosa de los Andes, han probado que no existe un modelo de erosión o transporte de sedimentos que pueda ser aplicado universalmente. Existen diversas alternativas de modelos y sus distintas potencialidades y limitaciones deben ser consideradas antes de seleccionar el modelo a aplicar. En términos generales, los modelos son aceptables si alcanzan sus objetivos de diseño. La racionabilidad del modelo y la disponibilidad de datos es la principal guía de selección del mismo. Los modelos físicos generan buenos resultados en cuencas pequeñas, pero su aplicación está limitada en ciertas zonas por la alta demanda de datos (Merritt et al. 2003; Saavedra, 2005). En la revisión realizada por Merritt et al. (2003), se concluye que la mejor alternativa sería la combinación constructiva de modelos empíricos y conceptuales para evitar reducir las limitaciones de ambos. Los criterios de selección de los modelos a aplicar en el presente estudio se basan en las conclusiones de estudios acerca de distintos modelos de erosión y transporte de sedimentos (Foster, 1982; Merrit et al. 2003; Saavedra, 2005), así como la existencia de una baja disponibilidad de datos y características generales de la cuenca del Lago de Izabal.
2.3.1.3.
Modelos de transporte de sedimentos en el interior de lagos
Los modelos numéricos para el análisis y predicción de SPM en lagos han sido utilizados ampliamente en distintos lagos alrededor del mundo. Callieri (1997) describe la dinámica estacional de los sedimentos en el lago Maggiore (Italia). En el lago San Francis (Canadá), Lepage et al. (2000) discuten la influencia de eventos atmosféricos, vientos e hidrológicos, variaciones de descarga, sobre la resuspensión, transporte y deposición de sedimentos. Hakanson et al. (2000) desarrollaron un modelo para determinar cómo los cambios de concentración de SPM se ven afectados por las variaciones de nivel del agua del lago Kinneret (Israel). Jurui (2001) utilizó simulaciones numéricas para analizar la concentración y distribución de sedimentos producidos por la escorrentía superficial durante tormentas. Condie y Webster (2002) desarrollaron un modelo (DieCAST) para predecir la circulación y transporte de sedimentos en lagos poco profundos. Los lagos
42
______________________________________Antecedentes y Marco Conceptual
poco profundos suelen ser homogéneos verticalmente, pero cuando se caracterizan niveles altos de turbidez, la absorción del calentamiento solar por la delgada capa superficial puede producir estratificación térmica.
El modelo desarrollado por Malmaeus y Hakanson (2003) incluye apartados para el agua superficial, el agua profunda, y áreas de sedimentos para la erosión/transporte. Los flujos de SPM incluidos son el influjo de SPM por tributarios, el influjo por la precipitación, la generación asociada a la producción primaria, el efluente, la sedimentación, la resuspensión, la mezcla entre agua profunda y la superficial, y la mineralización de materia orgánica. Las ecuaciones diferenciales que rigen la difusión y transporte de SPM se encuentran en Kjaran et al. (2004), donde se describe la hidrodinámica del lago Myvatn (Islandia). El modelo aplicado fue AQUASEA, que consiste en tres partes: (i) un modelo hidrodinámico de la circulación que se basó en la suposición de que la profundidad del flujo es pequeña comparada con las escalas longitudinales. Incluye la ecuación de continuidad, la definición del parámetro de Coriolis, el parámetro de estrés por fricción del viento, y el estrés por fricción en el fondo debido a las corrientes. (ii) un modelo de oleaje con ecuaciones teóricas y empíricas, que se usó para predecir el ambiente del oleaje en la superficie, que está asociado al estrés de fricción del fondo. (iii) un modelo de transporte y dispersión, que se basó en las ecuaciones de conservación de la materia, pero incorporando un flujo de sedimentos entre el fondo y la columna de agua separado en dos partes: la deposición de sedimentos en el fondo del lago y la erosión de sedimentos por las corrientes de agua.
Tsanis y Saied (2007) desarrollaron dos modelos hidrodinámicos capaces de simular el transporte de contaminantes en el lago Ontario (Canadá). Se basaron en las ecuaciones de Navier-Stokes asumiendo un gradiente parabólico en la velocidad vertical. El modelo utilizado fue el Q3D en una malla de 4 km sobre la superficie del lago para estimar la circulación de la masa de agua debida al viento. En general, los modelos aplicados han consistido en la combinación de un modelo hidrodinámico que predice el movimiento de las masas de agua, y un modelo de transporte de sedimentos debido a la difusión. De acuerdo con estos autores, las sustancias disueltas en lagos son noconservativas debido a: crecimiento o desintegración biológica de bacterias, reacciones
43
Capítulo 2_________________________________________________________
químicas con el ambiente, precipitación de partículas por la fuerza de la gravedad y resuspensión debido al viento en las zonas poco profundas. Por lo cual, es necesario incluir una velocidad de desaparición de las partículas
Se han obtenido resultados aceptables en la simulación numérica de los procesos de difusión en lagos, pero aún existen varias limitaciones en la precisión de los modelos de transporte de SPM, debido a varias razones: (i) En general la teoría que sustenta los procesos de difusión está muy poco desarrollada en comparación con otros procesos físicos como la circulación. De ahí que el conocimiento de procesos como la deposición y la erosión es incompleto y básicamente está fundamentado en resultados empíricos. (ii) Los modelos de difusión se basan en ciertas simplificaciones que pueden ser fuente de errores. Un ejemplo, asumir la velocidad de desaparición de la sustancia como constante, aunque es sabido, por medidas empíricas, que ésta puede variar dentro de un lago en varios órdenes de magnitud. (iii) los datos disponibles para verificar el modelo son muy limitados, ya que se sabe poco de las características del fondo y de la estratificación (Kjaran et al., 2004).
2.3.2. Teledetección aplicada al estudio de lagos La teledetección aplicada al seguimiento y control ambiental se basa en servirse de sensores instalados a bordo de plataformas aéreas o espaciales para identificar o medir las propiedades de un objeto con base en las variaciones de la radiación electromagnética que ese objeto emite o refleja (Meaden y Kapetsky, 1992, Mironga, 2004). El sistema de teledetección se compone de la fuente de energía, el sistema sensor, el objetivo observado (medido), el sistema de recepción y el usuario final.
Cuando un haz de radiación electromagnética proveniente de una fuente de energía ilumina un objetivo, la energía experimenta cambios que se resumen a continuación: (i) Una parte de la energía es transmitida a través del cuerpo iluminado sin sufrir disminución significante; (ii) dependiendo de las propiedades materiales del cuerpo objetivo, una parte de la energía es absorbida; (iii) El resto de energía incidente es reflejada de vuelta hacia la atmósfera con el mismo ángulo al cual se aproximó a la
44
______________________________________Antecedentes y Marco Conceptual
superficie; pero la naturaleza de la mayoría de objetos hace que la radiación sea dispersada en todas direcciones (Short, 2003). De acuerdo a la fuente de energía con la que operan los sensores remotos, estos pueden ser clasificados como sensores activos o pasivos. Los sensores activos tienen su propia fuente de energía (e.g. señal radar) mientras que los sensores pasivos funcionan con base en la energía solar (Meaden y Kapetsky, 1992). En ambos casos los sensores captan la radiación reflejada por el objeto que se está observando. La radiación captada por el sensor es afectada por la atmósfera y modificada por las características de la superficie terrestre, por lo que es necesario aplicar una serie de correcciones geofísicas al producto final de la teledetección (Short, 2003).
La gama de sensores activos y pasivos que se han utilizado en la determinación de parámetros geofísicos de cuencas hidrográficas de lagos o de los propios lagos es amplia. Los productos de teledetección disponibles en la actualidad pueden detectar diversos parámetros: temperatura, lluvia, elevación, uso de la tierra, calidad del agua, parámetros biológicos, entre otros. En el estudio realizado por Bundela (2004) se utilizó con éxito una combinación de distintos sensores, para caracterizar las cuencas y posteriormente modelar los procesos hidrológicos y de erosión en las mismas. Además de la combinación de productos de sensores remotos, se utilizan bases de datos en un GIS y los modelos numéricos para adquirir un conocimiento global de los componentes del ecosistema. En el desarrollo de la presente Tesis Doctoral se utilizaron diversos sensores activos y pasivos a bordo de distintas misiones satelitales. Los sensores activos que se utilizaron son: El Radar Altímetro (RA-2) y el Radar de Apertura Sintética (SAR) a bordo de la misión ENVISAT; y productos de la misión Suttle Radar Topography Mission (SRTM) que opera con dos instrumentos SAR. El sensor pasivo utilizado fue el Enhanced Thematic Mapper (ETM) a bordo de la misión Landsat. Los parámetros de la cuenca del Lago de Izabal estimados mediante teledetección incluyen: elevación de la superficie del lago, área inundable, geomorfología de la cuenca, cobertura y uso de la tierra, y color del agua del lago. A continuación se describen los principios de funcionamiento y ejemplos de aplicaciones de los sensores utilizados.
45
Capítulo 2_________________________________________________________
2.3.2.1.
El Radar Altimétrico
De acuerdo con ESA (2002), el radar altímetro RA-2 es un instrumento de microondas activo que realiza 20 promedios de medidas de la altura de la superficie terrestre respecto del elipsoide de revolución por cada 1.1 s. La distancia entre las medidas es de aproximadamente 400 metros. El dato altimétrico que se utiliza es un promedio de las 20 medidas mencionadas, recorriendo unos 8 km. La línea imaginaria sobre la cual el altímetro sobrevuela la superficie terrestre se denomina traza. El altímetro RA-2 (ENVISAT) opera con un ciclo de repetición de 35 días exactos, que dan una densidad de trazas espaciadas 80 kilómetros en el ecuador. Según Mercier et al. (2002), el espaciado de trazas en el ecuador es cuatro veces más denso que la cobertura de otras misiones con sensor altimétrico como el Topex/Poseidon (T/P) y Jason-1, lo cual hace que el RA-2 pueda ser utilizado para estudiar una gama más amplia de cuerpos de agua continentales. Además, el ciclo de repetición cada 35 días provee suficiente resolución temporal como para obtener información hidrológica de interés, como las variaciones estacionales e interanuales de niveles de lagos.
El principio de medición del altímetro se basa en determinar la altura a la que se encuentra el centro de masas del satélite respecto de la superficie terrestre (denominada Range en anglosajón). El altímetro emite una señal radar que viaja hasta llegar a la superficie de la Tierra y es reflejada hacia el instrumento. A partir del tiempo desde que la señal es emitida hasta que es recibida por el sensor, se obtiene el Range (admitiendo que la señal viaja a la velocidad de la luz). Un sistema de alta precisión determina la posición del satélite, su altura respecto de un sistema de referencia (elipsoide). Durante el viaje de la señal radar a través de la atmósfera ocurren retrasos producidos por las propiedades físicas de la atmósfera o de la superficie de reflexión, por lo que es necesario aplicar correcciones geofísicas al valor del Range (ESA, 2002). En la Fig. 2.6 se observa el esquema del principio de medición del altímetro y en la Eq. (2.1) se indica cómo se obtiene la altura de la superficie respecto al sistema de referencia (geoide) utilizado.
Nivel Lago = Altura de la Órbita – (Range – Correcciones geofísicas) – Geoide (2.1)
46
______________________________________Antecedentes y Marco Conceptual
Figura 2.6. Esquema del principio de medición del radar altímetro RA-2. La escala de los distintos elementos fue adaptada para una mejor percepción visual. Diagrama adaptado de ESA (2002).
Tradicionalmente, los niveles de los lagos y sus fluctuaciones, han sido estudiados mediante la toma de medidas in-situ. Originalmente la altimetría fue desarrollada con fines oceánicos, sin embargo se ha comprobado su aplicación exitosa en la determinación de niveles de ríos, lagos y humedales. El desarrollo de técnicas de altimetría radar ha permitido el estudio de las fluctuaciones de nivel de cuerpos de agua continentales desde satélites artificiales (Frappart et al., 2006). En la última década, las fluctuaciones de nivel de agua en ríos, humedales y lagos se han estudiado en toda la Tierra, combinando medidas tomadas con el radar altímetro con medidas tomadas in-situ (Birkett et al. 2002; Crétaux y Birkett, 2006; Frappart et al. 2006, Medina et al. 2007A). Una vez comprobado el funcionamiento del altímetro en aguas continentales, también se han realizado estudios con el altímetro como única fuente de datos (Birkett, 2000; Mercier et al. 2002; Berry et al. 2006). Crétaux y Birkett (2006) evaluaron el funcionamiento de varios altímetros en cuerpos de agua continentales y demostraron el potencial de la altimetría para este tipo de estudios.
2.3.2.2.
Radar de Apertura Sintética
El principio de medición del Radar de Apertura Sintética consiste en el proceso mediante el cual una señal radar de alta energía, de ancho constante, es emitida desde la
47
Capítulo 2_________________________________________________________
antena del sensor hacia la superficie terrestre a una pequeña inclinación (23º) hacia la derecha del satélite. Dado que el satélite vuela a velocidad constante a lo largo de su órbita, es posible procesar las señales recibidas por la antena durante el tiempo de vuelo de la señal radar y ser unidas congruentemente en un solo producto. Este proceso equivale a tener una antena muy larga (Apertura Sintética), es decir que la órbita del satélite funciona como una antena del sensor. La apertura sintética es igual a la distancia que recorre la nave mientras dura el viaje del eco radar (ESA, 2007).
El sensor SAR es un instrumento activo de microondas que produce imágenes al recibir la respuesta de la superficie terrestre (Fleming, 2005; ESA, 2007). Como la fuente de energía es propia (sensor activo), los productos pueden ser adquiridos independientemente de la luz del día. Además, la señal radar emitida se encuentra en el rango de microondas (con una longitud de onda mucho mayor a las ondas visibles o infrarrojas) de manera que las condiciones de nubosidad no afectan la adquisición del las imágenes SAR (Fleming, 2005). Considerando que los sensores SAR son activos, las propiedades de la radiación electromagnética transmitida y recibida pueden ser optimizadas según los objetivos de la misión. El sensor SAR de la misión ENVISAT denominado ASAR (Advanced) tiene la capacidad de operar en la banda-C y banda-X de microondas. La respuesta que produce el pulso radar que retorna a la antena es conocida como coeficiente de retrodispersión (Fleming, 2005; ESA, 2007). La fuerza o amplitud de la respuesta de la señal recibida por el sensor, el coeficiente de retrodispersión, es directamente proporcional a la rugosidad de la superficie terrestre y a la constante dialéctrica del material de la superficie. Además, dependiendo del ángulo de incidencia y de la rugosidad de la superficie, el coeficiente de retrodispersión puede tener naturaleza especular, difusa o “reflexión de esquina” (Fleming, 2005).
Con la hipótesis de que los cuerpos de agua tienen una superficie mucho menos rugosa que la superficie terrestre que las rodea, se espera que cada superficie brinde una respuesta distinta a la antena SAR. Las superficies de cuerpos de agua actuarían como un espejo para la señal radar y producen coeficientes de retrodispersión casi nulos (Horrit et al. 2001; Xiaoliang, et al. 2005).
48
______________________________________Antecedentes y Marco Conceptual
Muchas veces, la información acerca de la extensión de la superficie de lagos es difícil de obtener a partir de técnicas de medición tradicionales debido a que el límite agua-tierra varía en pequeños intervalos de tiempo. De acuerdo con Dellepiane et al. (2004), el método más común para determinar la superficie de un lago se basa en la interpretación visual de fotografía aérea de alta resolución. Esta metodología se compone de tres pasos: (i) Adquisición de las imágenes por medio de sensores a bordo de aviones. (ii) Corrección geométrica de esos datos. (iii) Levantamiento de puntos de control en el campo para corroborar la información. Sin embargo, esta metodología demanda una alta cantidad de recursos financieros. Es aquí donde el uso de la teledetección puede ser una alternativa de bajo costo y alta precisión para reducir esta limitación.
En la determinación de la superficie de lagos a partir de teledetección, es de vital importancia una precisa detección de la línea de costa del cuerpo de agua. Técnicas de teledetección utilizando productos de sensores ópticos y de radar se han utilizado exitosamente con el fin de separar los bordes agua/tierra en zonas costeras y en lagos. (Gupta y Banerji, 1985; Heremans et al. 2003; Tan et al. 2005; Fleming, 2005; Chiara et al. 2006; French et al. 2006). La mayoría de estos autores coinciden en mencionar que el SAR es particularmente apropiado para estos propósitos debido a varias razones tales como la capacidad de adquirir imágenes independientemente de la luz del día y las condiciones climáticas (nubosidad).
2.3.2.3.
La Misión Topográfica Espacial
El mapeo remoto de características de elevación del terreno ha demostrado ser una alternativa eficiente y de alta calidad para la generación de los Modelos de Elevación Digital (DEM) a nivel de cuencas (Bundela, 2004). Antes del año 2000, la base global de datos topográficos de más alta resolución disponible al público era GTOPO30 (Ludwig y Schneider; 2006), que tenía una resolución espacial de 1 km. Sin embargo, para ciertos estudios a nivel de cuenca esta resolución espacial pierde rasgos importantes para la hidrología. Durante el año 2000 la misión SRTM sobrevoló el planeta, con el objetivo de adquirir un DEM de la tierra entre 60º N y 56º S. SRTM utilizó dos sensores SAR, que había sido utilizado en la generación de datos de elevación terrestre, es el instrumento
49
Capítulo 2_________________________________________________________
utilizado en la misión SRTM. Los datos topográficos son generados en la Banda-C y Banda-X del SAR (Farr et al. 2007). SRTM generó la primera base de datos, homogénea, consistente y de alta resolución de Modelos de Elevación Digital (DEM) a nivel global con una resolución espacial de 3 arc-seg (~90 m) (Ludwig y Schneider, 2006). La misión cobró mayor importancia en zonas carentes de información topográfica, pero aún cuando la topografía esté disponible, SRTM provee uniformidad en calidad y cobertura de los datos (Farr et al. 2007). Además de las aplicaciones geomorfológicas, SRTM ha demostrado aplicaciones en otros campos, por ejemplo, al combinar DEM con curvas de precipitación, se pueden resaltar los controles orográficos en los patrones de lluvia.
Estudios previos han comparado datos de SRTM con modelos de elevación digital de alta resolución obteniendo resultados satisfactorios (Martinez et al. 2005; Hancock et al. 2006; Goteti et al. 2007). Para la comparación se utilizaron descriptores básicos de la geomorfología como la relación área pendiente, la curva hipsométrica y otros. Martinez et al. (2005) concluyó que en cuencas pequeñas (menores de 9 km2) los resultados de SRTM brindan una pobre representación de la cuenca. Sin embargo en cuencas de mayor extensión, los datos de SRTM son capaces de representar a detalle las propiedades geomorfológicas de las cuencas. La creciente necesidad de estudios de aguas continentales que necesitan conocimientos topográficos, aumenta la importancia de los DEM provenientes de SRTM. El procesamiento de los datos incluye la conversión de los datos a un formato en malla regular (x, y, z), la referenciación al geoide, construcción de mosaicos que cubran toda la cuenca y la proyección al sistema de referencia utilizado (Ludwig y Schneider, 2006).
2.3.2.4.
Sensores ópticos
Los sensores ópticos son pasivos, es decir que funcionan con la luz solar como fuente de energía. La cantidad y el tipo de radiación emitida o reflejada hacia el sensor dependen de la naturaleza de la superficie de la tierra observada y de la interacción de la radiación con la atmósfera (Meaden y Kapetsky, 1992). La energía solar llega a la tierra como una familia de ondas electromagnéticas. Las ondas electromagnéticas tienen distinta longitudes de onda y, por tanto, distintas frecuencias. La distribución energética
50
______________________________________Antecedentes y Marco Conceptual
del conjunto de ondas es conocida como espectro electromagnético (Fig. 2.7) (Meaden y Kapetsky, 1992; Short, 2003).
Figura 2.7. Espectro electromagnético ilustrando las características de las distintas ondas electromagnéticas (www.innovanet.com.ar)
Los sensores pasivos tienen la capacidad de percibir la reflectancia del objetivo a distintas longitudes de onda del espectro electromagnético. Cada parte del espectro a la cual opera el sensor se denomina banda o canal, y la cantidad de bandas que posee el sensor es la que se denomina resolución espectral. Cada superficie de la tierra, del océano o de la atmósfera (según sus propiedades) presenta distinta interacción con la energía solar, provocando que la energía sea: transmitida, absorbida y reflejada. Las propiedades y estado actual del objetivo definen el porcentaje de cada partición de la energía. La respuesta que produce cada superficie a cada frecuencia de la onda del espectro se denomina signatura espectral. La signatura espectral permite diferenciar cada superficie entre sí y determinar parámetros geofísicos del objetivo (temperatura, contenido de clorofila, contaminación, contenido de humedad en la atmósfera, contenido de sedimentos en el agua, entre otros) (Short, 2003). Para los objetivos de la presente Tesis Doctoral, se utilizó el ETM (Landsat) para determinar la cobertura y uso de la tierra en la cuenca de captación del lago.
51
Capítulo 2_________________________________________________________
Con relación al instrumento ETM, es un sensor óptico que tiene 8 bandas, tres del rango visible y el resto de mayor longitud de onda. El ETM se encuentra a bordo de la misión Landsat 7, que es una de las misiones más antiguas en la observación de la superficie terrestre desde el espacio. Como su nombre indica, el ETM genera mapas temáticos de la superficie de la tierra y es uno de los más utilizados en el estudio del uso de la tierra. La resolución espacial es de 28.5 m, que se considera suficiente para estudiar las variaciones dentro de cuencas hidrográficas. Diversos autores han utilizado imágenes de la misión Landsat para clasificar la cobertura y uso de la tierra (por ejemplo, De Fries et al. 1998, Helmer, et al. 2002, Rogan y Chen 2004). Además, estudios de uso de la tierra en cuencas han sugerido combinar imágenes de Landsat con imágenes de SAR para mejorar la clasificación (Bruce, 2002).
52
CAPÍTULO TERCERO
__________________________________________CAPÍTULO 3 Estudio de los parámetros que definen el balance hídrico y transporte de sedimentos y sustancias 3.1. Introducción Con el objetivo de adquirir una base sólida que permita una mejor comprensión de los procesos físicos y ecológicos que se dan en el cuerpo de agua del Lago de Izabal, es necesario conocer las características de las cuencas tributarias. Los ríos afluentes del Lago de Izabal constituyen un aporte constante de agua y sustancias que arrastran desde las respectivas zonas de captación. De manera que la cantidad y calidad de agua y sustancias que llegan al lago, depende directamente de las características de los terrenos aguas arriba. Además, la morfometría afecta la capacidad del lago en la respuesta a estas entradas de agua y sustancias. Con el estudio descriptivo de los parámetros que definen el balance hídrico y transporte de sedimentos en el sistema del Lago de Izabal se pretende proveer de información básica que sirva de entrada a los modelos hidrológicos y de erosión; asimismo se procura tener bases que permitan comprender los resultados obtenidos.
En general, los factores que afectan la descarga de agua de una cuenca, son los mismos factores que afectan a la pérdida de suelo y la consecuente carga de sedimentos en las aguas superficiales. De acuerdo con Van der Wateren y Hendriks (1997) y Cretaux et al. (2005), la descarga de agua de una cuenca depende principalmente de dos procesos: (i) la cantidad de agua que entra a la cuenca, y (ii) la cantidad de agua que ésta puede retener. A su vez, la cantidad de agua que entra depende de las condiciones climáticas (lluvia, evapotranspiración) y del tamaño de la cuenca. Mientras que la capacidad de retención hídrica de la cuenca depende de la geomorfología, la cobertura de la superficie y las actividades humanas reguladoras. Por otro lado, según Saavedra (2005) y Foster (2005), la pérdida de suelo en una cuenca está determinada por: (i) la intensidad de la lluvia que produce el desprendimiento de las partículas, (ii) la susceptibilidad del suelo a erosionarse, (iii) el relieve de la cuenca, (iv) la cobertura de la superficie que protege al suelo, (v) actividades humanas que incrementan/reducen la pérdida de suelo. A partir de
55
Capítulo 3_________________________________________________________
lo anterior, se deduce que la descarga de agua y pérdida de suelo de una cuenca están afectadas por: las condiciones climáticas locales, la geomorfología de la cuenca y reguladores antropogénicos.
Los factores que afectan los procesos hidrológicos de interés son variables a distintas escalas de espacio y/o tiempo. En este capítulo se describe su variabilidad dentro de la cuenca del Lago de Izabal, agrupadas en cinco ejes: (i) condiciones meteorológicas; (ii) condiciones edafológicas; (iii) geomorfología; (iv) uso de los recursos naturales; y (v) morfometría del lago. Dentro de las condiciones meteorológicas se consideraron los registros históricos (precipitación y temperatura) existentes y su distribución dentro de la cuenca. Los suelos se estudiaron desde el punto de vista de su velocidad de infiltración, retención hídrica y susceptibilidad a la erosión. La descripción geomorfológica comprende la obtención de parámetros que brinden información acerca del relieve de las cuencas y los materiales originarios. La información sobre la elevación del terreno es uno de los requerimientos más importantes en una amplia variedad de análisis espaciales y de modelación de problemas ambientales (Ludwig y Schneider, 2006). El uso de los recursos naturales se enfocó desde la perspectiva del uso y la cobertura del terreno, tasas de deforestación, las prácticas de conservación de suelos y el uso del agua para riego. Por último, se determinaron parámetros morfométricos del cuerpo de agua.
La información generada tiene dos funciones: la primera función es la de entrada en los distintos modelos que permiten simular los procesos de erosión y descarga de agua. En ésta se incluyen todos los factores que puedan afectar directa o indirectamente los procesos mencionados (clima, geomorfología, actividades humanas). La otra función de los datos obtenidos es la de explicar y comprender los resultados obtenidos acerca del balance hídrico y transporte de sedimentos en la cuenca. Estudios previos han combinado distintas fuentes de información para caracterizar cuencas hidrográficas. Treitz y Rogan (2004) indican que los análisis integrados producen mejores resultados en estudios de aguas continentales. Los productos de sensores a bordo de satélites artificiales se pueden combinar con información complementaria de GIS, fotografía aérea y datos recolectados en campañas de campo. Además, los autores indican que este tipo de información puede adaptarse en modelos que permitan la monitorización y predicción de fenómenos
56
_Estudio de los parámetros que definen el balance hídrico y transporte de sedimentos
ambientales. Asimismo, Rogan y Chen (2004) afirman que los avances en el procesamiento de imágenes son un componente clave para analizar productos de teledetección y combinarlos con tecnologías de GIS y GPS para contribuir al estudio y planificación del uso de la tierra. Sin embargo, para que las distintas fuentes de información puedan ser combinadas, es necesaria una adecuada corrección geométrica y radiométrica de las imágenes satelitales y que exista coincidencia en los sistemas de referencia horizontal y vertical.
3.2. Metodología y datos utilizados La metodología consistió, en primer lugar, en desarrollar la base de datos; posteriormente se realizó un análisis exhaustivo de la información existente en la base y por último, se complementó y actualizó esa información con productos de teledetección. La primera actividad realizada fue la de recopilar datos relacionados con los procesos físicos de interés, considerando que en la zona del Lago de Izabal se han realizado distintos estudios que contienen información que puede ser utilizada como base para el estudio. Además, algunas instituciones realizan monitoreos de parámetros biofísicos y la información se encuentra disponible al público. La base de datos generada incluye información hidrológica, climática, geológica e incluso social. Los datos que se utilizaron en este estudio incluyen información geográfica, registros obtenidos in-situ, y productos de varios sensores remotos. La información geográfica proporciona la variabilidad espacial de algunos parámetros, mientras que los productos de teledetección y registros in-situ tienen el objetivo de complementar, actualizar y validar la información, así como aumentar el conocimiento sobre la variabilidad temporal (anual y estacional) de los parámetros estudiados.
Con el fin de acceder a la información que integra esta base de datos, fue necesario entrar en contacto con algunas instituciones guatemaltecas y firmar convenios de intercambio de información entre algunas instituciones y la Universidad de Cádiz. Entre los convenios se destacan el convenio con AMASURLI y con el Instituto Nacional de Sismología, Vulcanología, Meteorología e Hidrología (INSIVUMEH). La información geográfica utilizada fue digitalizada por el Ministerio de Agricultura, Ganadería y
57
Capítulo 3_________________________________________________________
Alimentación de Guatemala (MAGA) e incluyó mapas nacionales de: drenaje superficial, división de subcuencas, curvas a nivel (100 m), uso de la tierra, series de suelos, geología, lluviosidad y erodabilidad. Los mapas utilizados son de libre acceso, disponibles en MAGA-CATIE-ESPREDE (2001) y MAGA (2001). A continuación se describen los datos utilizados en el estudio de los factores que afectan los procesos hidrológicos del Lago de Izabal.
3.2.1. Datos meteorológicos La información climática fue suministrada por el Departamento Metereológico del INSIVUMEH. Los parámetros considerados fueron Precipitación Pluvial en (en mm) y Temperatura Media (en ºC). Estos parámetros fueron medidos en estaciones meteorológicas distribuidas en el área de influencia de la cuenca del Lago de Izabal (Fig. 3.1). Se dispone de un conjunto de datos diarios de precipitación pluvial y temperatura media, desde 1987 a 2006. Cada uno de los parámetros climáticos considerados juega un papel en los procesos hidrológicos que se están estudiando. Los registros de lluvia se utilizarán para obtener la cantidad de agua que entra a la cuenca, que posteriormente es transformada en escorrentía superficial, que a su vez es absorbida por los suelos o sale del sistema en forma de vapor. En el caso de la erosión hídrica, la lluvia afecta por la fuerza que ejerce a su caída en las partículas de suelo. La pérdida de suelo es afectada por la intensidad y duración de la lluvia, pero los registros únicamente reportan cantidad de lluvia, por lo que será necesario estimar los otros parámetros utilizando las funciones regidoras. En cuanto a la temperatura media, ésta se utiliza para estimar la evapotranspiración potencial de la cuenca (mm), determinando, por consiguiente, las pérdidas de agua de la cuenca. Además, en la Estación Meteorológica “Las Vegas” se obtuvieron datos de evaporación (mm) que fueron utilizados como evaporación de la superficie del lago; y en la Estación Meteorológica de “Puerto Barrios” se adquirieron datos de velocidad (m/s) y dirección del viento que fueron utilizados en el modelo de circulación desarrollado.
58
_Estudio de los parámetros que definen el balance hídrico y transporte de sedimentos
Figura 3.1. Estaciones meteorológicas dentro del área de la cuenca del Lago de Izabal.
Asimismo, se cuenta con el mapa de zonas de vida de Guatemala (De la Cruz, 1982) que brinda información acerca del clima y su variación dentro de la cuenca. Se incluyó en la base de datos el resultado de estudios que han obtenido la variabilidad del clima dentro de la cuenca del Lago de Izabal (AMASURLI, 2007), y se complementaron con datos encontrados en estudios climáticos de la región (Hastenrath, 1984; Giannini et al. 2000; Thattai et al. 2003; Restrepo, 2005).
3.2.2. Datos edafológicos Los datos edafológicos incluyen la variabilidad espacial de los tipos de suelos dentro de la cuenca. La información se basa en la clasificación realizada por Simmons et al. (1959) y actualizada por MAGA-CATIE-ESPREDE (2001). En este estudio se recopilaron características físicas de los suelos (textura, estructura, color, profundidad, drenaje) y se agruparon en distintas series que fueron nombradas de acuerdo a su ubicación dentro del territorio de Guatemala. La información que se agrupó en cada serie de suelos es importante por tener influencia en la velocidad de infiltración, retención hídrica y susceptibilidad a la erosión. El estudio de Simmons et al. (1959) se levantó a una escala espacial a nivel de reconocimiento (escala 1:250000, equivalente a un tamaño de celda de 100 × 100 m). Además de la información edafológica, se consideró el
59
Capítulo 3_________________________________________________________
material geológico sobre el que están formados las distintas series de suelos. Finalmente, la base de datos fue complementada con estudios edafológicos acerca de la susceptibilidad a la erosión de los suelos de la cuenca del Lago de Izabal (Basterrechea, 1993; Dix et al. 1999; AMASURLI, 2007).
3.2.3. Datos geomorfológicos La información requerida se obtuvo en el Atlas Geográfico de Guatemala (MAGA-CATIE-ESPREDE, 2001). Los parámetros utilizados fueron: división de las subcuencas tributarias, red de drenaje superficial, y curvas de nivel (cada 100 m). La distribución de los datos geomorfológicos, al igual que de los tipos de suelo, cambia espacialmente pero tienen poca variabilidad temporal. Algunos de estos parámetros, como la red de drenaje sí podrían tener una mayor variabilidad temporal, pero este tipo de información no existe, de manera que todos se consideraron invariables en el tiempo.
La información topográfica levantada en estudios de campo es de alto costo y requiere mucha inversión de tiempo (Bundela, 2004), por lo que se evaluó la posibilidad de utilizar información topográfica producida por el sensor espacial SRTM. De tal manera que para describir el relieve de las cuencas del lago de Izabal, la información geográfica mencionada se combinó con el DEM obtenido por la misión SRTM. Los productos globales de SRTM están disponibles gratuitamente vía Internet en el Centro de Datos
del
Servicio
Geológico
de
Estados
Unidos
(USGS)
(http://edc.usgs.gov/srtm/data/obtainingdata.html). Las características hidrológicas y morfológicas de la cuenca del Lago de Izabal se derivaron a partir de los datos disponibles utilizando GIS, DEM y técnicas de álgebra de mapas.
3.2.4. Datos de uso de recursos Dentro del área de influencia de la cuenca del Lago de Izabal viven aproximadamente 570000 habitantes, con una densidad de 116 habitantes/km2 (AMASURLI, 2007). Los medios de vida de esta población se basan en el uso de los recursos naturales de la cuenca. Entre las actividades humanas que están estrechamente relacionadas con los procesos físicos de interés, se menciona la agricultura bajo riego y la
60
_Estudio de los parámetros que definen el balance hídrico y transporte de sedimentos
cobertura y uso de la tierra. Lamentablemente los registros que existen acerca de estas actividades son escasos y, de existir, poco disponibles. En cuanto a los datos disponibles que se utilizaron, se encuentra el mapa nacional de uso de la tierra (MAGA-CATIEESPREDE, 2001). Sin embargo, no se cuenta con las variaciones que el uso de la tierra ha tenido y tiene en distintas épocas. Además, Dix et al. (1999) y AMASURLI (2007) presentan estimaciones de la tasa de deforestación en la región. Con relación a la demanda de agua con fines de riego dentro de la cuenca no existen datos precisos, únicamente URL (2004) da una estimación de requerimiento hídrico a nivel Nacional.
El uso de datos de teledetección permite actualizar, validar y mejorar la escala espacial de la cobertura de la tierra. Para el estudio del uso y cobertura de la tierra se utilizó una combinación de imágenes de satélite de los sensores ETM (Landsat) y ASAR (ENVISAT). El conjunto de datos incluyó tres imágenes ETM y dos SAR que cubrían la totalidad de la cuenca. Las imágenes ETM fueron obtenidas del Global Land Cover Facility (GLCF). Las tres imágenes fueron adquiridas en distintas épocas del año 2002 y juntas cubren la totalidad de la cuenca. Las imágenes SAR fueron suministradas por la Agencia Espacial Europea (ESA). El producto utilizado fue obtenido en el modo de imagen de alta precisión (ASA_IMP_1P) y fueron adquiridos durante los años 2004 al 2006. Los productos de ambos sensores fueron sometidos a una rectificación radiométrica y geométrica, ya que el éxito del análisis de uso de la tierra mediante teledetección depende de este procedimiento (Treitz y Rogan, 2004). La corrección geométrica se realizó utilizando puntos de control en el terreno. De acuerdo con Bruce (2002), la precisión de la clasificación de cobertura se mejora mediante la fusión de imágenes SAR con imágenes ópticas operando en bandas del visible y del Infrarrojo Cercano (IR). La respuesta de la cobertura del terreno recibida por los sensores utilizados se resume en la Tabla 3.1.
61
Capítulo 3_________________________________________________________
Clase de uso Bosque natural
Pastos bajo riego Construcción
Bosque de Coníferas Matorral con suelo expuesto Agua estancada
Reflectancia en Visible y IR Característico de la respuesta de vegetación, pero con menos reflectancia en IR que pastos y cultivos Alta reflectancia en el IR y absorción del rojo Alta respuesta en las bandas de onda corta (azul visible), reflectancia débil en el IR Respuesta similar al bosque natural, pero un poco más oscuro Respuesta brillante en todas las ondas, más fuerte en el IR. Muy fuerte reflectancia en sitio rocoso Pobre reflectancia.
Coeficiente retrodispersión (SAR) Fuerte respuesta debida a los troncos.
Baja respuesta en todas las bandas Fuerte respuesta, similar al de bosque.
Similar al bosque natural Baja respuesta. Poca diferencia con pastos bajo riego.
Una superficie suave, presenta un coeficiente de retrodispersión muy bajo Tabla 3.1. Respuesta de las distintas clases de uso de la tierra recibida por los sensores utilizados (Bruce, 2002).
La respuesta indicada en la Tabla 3.1 se refiere al uso aislado de los sensores. Sin embargo, el presente estudio se realizó con imágenes obtenidas de la fusión de ambos productos. En este caso la respuesta de las distintas clases de uso se combina dependiendo de la respuesta aislada. Posteriormente se utilizaron técnicas de procesamiento de imágenes como segmentación y clasificación, para separar las distintas clases de uso de la tierra encontradas.
Además, se obtuvo un conjunto de fotografías aéreas ortorectificadas de alta resolución adquiridas en 2006 que se combinaron con la información geográfica para mejorar la resolución espacial.
3.2.5. Datos de la Morfometría La información de base para la determinación de los distintos parámetros morfométricos del Lago de Izabal, se obtuvo de distintos estudios previos. La información digital de la línea costera del lago utilizada para determinar el área y los parámetros de superficie proviene de la base de datos desarrollada por MAGA-CATIEESPREDE (2001). Los datos de volumen y profundidad proceden de información levantada por OTECBIO (2003) y AMASURLI (2007).
62
_Estudio de los parámetros que definen el balance hídrico y transporte de sedimentos
En la Tabla 3.2 se presenta el resumen de los parámetros incluidos en la base de datos, y la fuente de donde se obtuvieron. Estos parámetros se analizaron para determinar la influencia de cada uno en el balance hídrico y transporte de sedimentos y sustancias en la cuenca del Lago de Izabal.
Tipo
Parámetro Fuente Lluvia Departamento Meteorológico INSIVUMEH (Fig. 3.1). Hastenrath (1984); Giannini et al. (2000); Thattai et al. Temperatura Meteorología (2003); Restrepo (2005). Viento Evaporación Geología MAGA-CATIE-ESPREDE (2001) y Simmons et al. Suelos (1959) Suelos Subcuencas MAGA-CATIE-ESPREDE (2001) y DEM del SRTM Geomorfología Red de drenaje Relieve Uso y cobertura de la MAGA-CATIE-ESPREDE 2001 e imágenes ETM y tierra SAR Uso de recursos Usos del agua URL (2002) Tasa deforestación AMASURLI (2006) Línea costera MAGA-CATIE-ESPREDE (2001) Morfometría Volumen OTECBIO (2003) Profundidad AMASURLI (2006) Tabla 3.2. Parámetros comprendidos dentro de la base de datos construida.
La influencia de todos los parámetros en los procesos físicos estudiados depende de la variabilidad espacial de cada uno. Sin embargo, se considera que la variabilidad temporal del balance hídrico y transporte de sedimentos y sustancias dentro de la cuenca, depende únicamente de la variabilidad temporal de las condiciones meteorológicas.
3.3. Resultados y discusión La dinámica ambiental del Lago de Izabal depende de la interacción de los distintos factores considerados. La influencia del clima y las características geofísicas de la captación sobre el lago no puede ser comprendida si se piensa en el lago sin tomar en cuenta su origen (Cole, 1994). De acuerdo con Hutchinson (1957), los lagos pueden ser clasificados según su origen como: cuencas tectónicas, lagos formados por actividad volcánica, formados por deslizamientos de tierra, actividad glacial, lagos de solución, formados por actividad de ríos, formados por actividad del viento, de origen orgánico y formados por actividad de la línea costera. Con base en las características del Lago de
63
Capítulo 3_________________________________________________________
Izabal descritas previamente se considera que este cuerpo de agua es un lago formado por actividad de la línea costera.
Este tipo de lagos se forma cuando la línea costera de un cuerpo de agua mayor, como el mar, posee cierta irregularidad (en este caso el Golfo de Honduras). Así, existe el potencial de formación de barreras a través de depresiones, formando un lago costero. Una corriente que fluye a lo largo de la línea de costa, que arrastre sedimentos hacia una bahía encontrada (en este caso la Bahía de Amatique), deposita el material en forma de una barrera atravesando la boca del cuerpo de agua drenado. Normalmente, la descarga de agua y la actividad de mareas son suficientes para impedir la separación completa entre el lago y el mar. El resultado es una alternancia entre aguas frescas y salinas dentro del lago, y la salinidad depende de la relación entre las entradas de agua fresca y la intrusión de agua salina (Hutchinson, 1957; Horne y Goldman, 1994). De manera que el Lago de Izabal presenta una interacción compleja entre el clima, las condiciones geofísicas aguas arriba y la dinámica de la zona costera. Este lago es simplemente un embalse natural de agua en la parte intermedia del curso de agua desde las cuencas hacia la zona costera del Mar Caribe. Desde su formación, los distintos factores que se describen a continuación, han afectado a los procesos físicos del Lago de Izabal.
3.3.1. Variación espacio-temporal de las condiciones meteorológicas Las condiciones climáticas de la región se ven influenciadas por la interacción océano-atmósfera en el Pacífico Oriental y el Atlántico Norte (Restrepo y Kjerfve, 2000; Thattai et al. 2003). Además, a nivel local, las condiciones climáticas se ven influenciadas por otros factores entre los que se mencionan: altitud, uso de la tierra y geomorfología (Thattai et al. 2003). En esta sección se presenta en primera instancia una descripción del clima local y posteriormente una descripción de la influencia de la interacción océanoatmósfera en las condiciones climáticas locales. La mayor variabilidad climática en la región es debida a la estacionalidad. Únicamente se identifican dos estaciones, la época lluviosa (aproximadamente de Mayo a Noviembre) y la época seca (Noviembre-Abril). Además de las diferencias en lluvia, la época seca difiere de la lluviosa en parámetros como la temperatura, humedad y vientos principalmente. Asimismo, existen variaciones
64
_Estudio de los parámetros que definen el balance hídrico y transporte de sedimentos
interanuales manifestadas en la fecha de inicio y finalización de cada estación, y en la magnitud de las lluvias/sequías que ocurren (AMASURLI, 2007).
Los controles orográficos debidos a la diferencia de altitudes dentro de la cuenca (de 0 a 2600 msnm) y cambios constantes en la dirección del viento, generan condiciones climáticas diversas dentro de la cuenca. La precipitación pluvial anual varió en el período de registro (1987-2006) entre 1530 y 3800 mm dentro de la zona de captación. En la parte central se registran los valores más altos (Fig. 3.2). La señal estacional de precipitación pluvial es fuerte, con diferencias en los registros mensuales mayores a los 400 mm mensuales. Por ejemplo, en el año 2000 la Estación Meteorológica Chajcar (Fig. 3.1), registró 15 mm en Marzo y 515 mm en Agosto. Por su parte, la temperatura presenta una relación inversa con la altitud. En las partes altas el valor promedio es de 16 ºC, mientras que en las partes bajas se registran valores promedio de 30 ºC. Contrario a la precipitación, la señal estacional de la temperatura es débil, con diferencias de ± 4 ºC. En la Estación de Puerto Barrios (Fig. 3.1) en el año 2001 se registró una temperatura promedio mensual de 25 ºC en Febrero y 29 ºC en Agosto. Este análisis de los datos brutos coincide con la información indicada por AMASURLI (2007) y Thattai et al. (2003). Con base en la información de temperatura se estimó la evapotranspiración potencial por el método de Blaney y Criddle (1950).
Para obtener una mejor comprensión de las condiciones climáticas de la zona, se analizó la distribución de Zonas de Vida (Holdridge, 1967) a partir del mapa nacional desarrollado por De la Cruz (1982). Las Zonas de Vida son provincias bio-climáticas, definidas por la interacción entre la precipitación anual, la evapotranspiración, la biotemperatura, provincias de humedad y pisos altitudinales/latitudinales. De acuerdo a De la Cruz (1982), dentro de la cuenca del Lago de Izabal se encuentran 6 zonas climáticas: Bosque húmedo subtropical (templado), Bosque muy húmedo subtropical (cálido), Bosque muy húmedo subtropical (frío), Bosque muy húmedo tropical, Bosque pluvial montano bajo subtropical, y Bosque pluvial subtropical. Según AMASURLI (2007), en la parte alta de la cuenca predomina el clima de Bosque muy húmedo subtropical (frío), mientras que en la parte baja predomina el Bosque muy húmedo tropical.
65
Capítulo 3_________________________________________________________
Figura 3.2. Distribución de la precipitación pluvial dentro de la cuenca del Lago de Izabal. Con base en las isoyetas desarrolladas por MAGA, 2001.
Los polígonos presentados en la Fig. 3.2 representan la distribución de la lluvia dentro de la cuenca. Los promedios anuales presentados corresponden a la serie de datos de los años 1987-2006. Cada polígono tiene condiciones similares de precipitación pluvial anual. De acuerdo con AMASURLI (2007), los valores de precipitación pluvial y evapotranspiración potencial producen un balance hídrico positivo de 11,015 millones de m3/año. Este volumen de agua es transformado en escorrentía superficial o agua subterránea dependiendo de la capacidad de retención y liberación de agua de la cuenca.
La variabilidad de la interacción océano-atmósfera en el Este del Océano Pacífico y el Norte del Atlántico produce variaciones interanuales y estacionales en las condiciones climáticas de la región (Restrepo y Kjerfve, 2000). El estado de estas cuencas oceánicas está determinado por los fenómenos: Oscilación del Sur de El Niño (ENSO) y anomalía térmica del Nor-Atlántico Tropical (NATL). La variabilidad interanual de la lluvia está afectada por el estado previo de fenómenos oceánicos como ENSO y el contenido de calor del Atlántico Norte (Enfield y Alfaro 1999, Giannini et al. 2000).
66
_Estudio de los parámetros que definen el balance hídrico y transporte de sedimentos
Los años que registran eventos fuertes de calentamiento en el Este del Pacífico (El Niño) tienen coincidencia con años de prolongadas sequías, disminución en las lluvias y retraso en la fecha de inicio de la estación lluviosa. Mientras que los años con eventos fuertes de enfriamiento en el Este del Pacífico (La Niña) tienen efectos opuestos en las condiciones climáticas de la región (i.e. aumento en las lluvias y adelanto en la fecha de inicio de las mismas) (Hasternrath, 1984; Giannini et al. 2000). Con relación al NATL, los años de calentamiento/enfriamiento en el Nor-Atlántico Tropical coinciden con años de aumento/disminución en las lluvias (Enfield y Alfaro 1999, Giannini et al. 2000). Además, estos autores mencionan que la interacción entre ENSO y NATL tiene más importancia que el efecto aislado de cada fenómeno oceanográfico. Asimismo Restrepo y Kjerfve (2000), afirman que estos fenómenos oceánicos tiene además efecto en la cantidad de recursos hídricos disponibles en la zona.
3.3.2. Variación espacial de los suelos El conocimiento de las características de los suelos y la geología, así como su distribución dentro de la cuenca del Lago de Izabal es importante debido a que afectan directamente los procesos de descarga de agua y erosión hacia el cuerpo de agua. En el capítulo anterior se estableció que el agua se encuentra en constante movimiento en las distintas fases del ciclo hidrológico. Una vez que el agua cae sobre la superficie terrestre en forma de lluvia inicia la fase del movimiento en el suelo. Las propiedades del suelo que afectan el movimiento del agua en él son la conductividad hidráulica y las características de retención de agua en el suelo (Maidment, 1993).
La conductividad hidráulica determina la facilidad y consecuentemente la velocidad con la que el agua se mueve en el suelo, y depende tanto de las propiedades del suelo como del fluido. La porosidad total, el tamaño de poro, la distribución de poros y su continuidad son algunas de las características de mayor importancia. En cuanto a las propiedades del fluido están la viscosidad y la densidad (Maidment, 1993). Además, el mismo autor indica que la proporción de agua que es almacenada y la forma en que es liberada dependen de las características de retención de agua en el suelo. A su vez, estas características están definidas como la relación entre el contenido de agua que tiene el
67
Capítulo 3_________________________________________________________
suelo en cada instante y la capacidad de succión. Esta relación es dinámica y tiene memoria, es decir que la capacidad de succión y el contenido de agua del suelo varían constantemente conforme el suelo está liberando agua o drenando, y absorbiendo agua o humedeciéndose.
La mejor forma de estimar las propiedades de movimiento de agua en el suelo es con base en curvas de referencia que los relacionan con la textura. (Maidment, 1993). La clasificación de series de suelos de Simmons et al. (1959) incluye, entre otros, datos de la textura del suelo a distintas profundidades. En la Fig. 3.3 se observa la distribución de las series de suelos dentro de la cuenca del Lago de Izabal.
Figura 3.3. Mapa de Series de Suelos dentro de la cuenca del Lago de Izabal.
Cada una de las propiedades de movimiento de agua en el suelo son función de otras propiedades físicas del suelo, como las relacionadas con el tamaño de las partículas del suelo (arena, limo y arcilla), morfológicas (densidad, materia orgánica, tipo de arcilla), y contenido de humedad del suelo, entre otras. El estudio desarrollado por Simmons et al. (1959) presenta una descripción detallada física, química y orgánica de
68
_Estudio de los parámetros que definen el balance hídrico y transporte de sedimentos
cada serie de suelos de Guatemala. En la Tabla 3.3 se presentan características de interés de cada serie de suelos encontrada.
Dentro de la cuenca del Lago de Izabal se encontraron 20 series de suelos. Las características de los suelos que se tomaron en cuenta fueron: el tipo de material geológico, la textura (proporción de arena, limo y arcilla), el tipo de drenaje, el contenido de materia orgánica y el riesgo de erosión. El material geológico (roca) que se encuentra debajo de la capa de suelo, afecta directamente a la dinámica de las aguas subterráneas. Principalmente, los materiales calizos favorecen considerablemente la formación de corrientes subterráneas por procesos kársticos (Kiraly, 2003). Los materiales geológicos afectan además el desprendimiento de partículas de suelo. Serie Suelos
Geología
Drenaje
Textura *
Riesgo Erosión Bajo Alto Bajo Alto Alto Regular Alta Regular Alto Alto Bajo Alto Bajo Bajo Alto Muy Alto Bajo Bajo Alto Alto
Carchá Ceniza Volcánica Buen Drenaje F. Limosa a Arcillosa Chacalté Caliza Buen Drenaje Arcilla Chacón Depósito Marino Buen Drenaje F. Limosa Chixoy Caliza Drenaje Excesivo Arcilla Chol Esquisto Drenaje Excesivo F. Arcillo-Arenosa Civijá Esquisto Buen Drenaje F. Limosa Cobán Caliza Buen Drenaje F. Limosa Guapaca Esquisto arcilloso Buen Drenaje Arcilla Guapinol Serpentina Buen Drenaje F. Arcillosa a Arcilla Marajuma Esquisto Buen Drenaje F. Limosa Polochic Aluvión Drenaje Pobre F. Arcillo-Limosa Sebach Serpentina Buen Drenaje Arcilla Semuc Serpentina Buen Drenaje Arcilla Setal Material Aluvial Buen Drenaje Arcilla Sholanimá Serpentina Buen Drenaje Arcilla Subinal Caliza Drenaje Excesivo Arcilla S. Aluviales Aluvión Buen drenaje F. arenosa a arena S. de los valles Depósito aluvial Buen drenaje Franca Tamahú Caliza Buen Drenaje Franco a F. Arcillosa Telemán Esquisto Buen Drenaje F. Limosa * F = Franco Tabla 3.3. Características físicas y origen geológico de las series de suelos encontradas (Simmons et al. 1959).
La textura del suelo afecta los dos procesos de interés en este estudio. El tamaño de las partículas y su proporción está directamente relacionado con la velocidad de infiltración del agua, por lo tanto, determina el porcentaje de lluvia que se transforma en
69
Capítulo 3_________________________________________________________
escorrentía superficial o agua subterránea. Además, la textura influye en la fuerza con la que las partículas están adheridas a sí mismas y su resistencia a ser erosionadas por el impacto de la gota de agua.
A pesar de las 20 series de suelos dentro del margen de la cuenca, varias de ellas comparten algunas de las características físicas en estudio. Esta distribución de los tipos de suelo de la cuenca se complementa con lo planteado por AMASURLI (2007), indicando que en la parte baja de la cuenca los suelos son aluviales profundos, mal drenados, franco arcillosos. Esta es un área de deposición de diferentes materiales erosionados en las partes altas. Además, indica que son utilizados para ganadería y agricultura de inundación. En la parte alta las tierras son sedimentarias, suelos poco profundos, bien drenados. Los relieves son inclinados, las texturas son arcillosas, franco arcillosas y en algunos casos franco limosas. Esta descripción de los diferentes tipos de suelos dentro de la cuenca del Lago de Izabal aporta información útil para los modelos que se van a desarrollar posteriormente.
3.3.3. Geomorfología de la cuenca La representación de las características de elevación de un terreno es importante para conocer el comportamiento superficial del agua, ya que una vez sobre el terreno, el agua se mueve por la gravedad y sigue los cursos que le permite la topografía del terreno. Para el análisis espacial con fines hidrológicos de la geomorfología de una cuenca existen, principalmente, tres formas de representar la elevación en modelos digitales: Las curvas a nivel o contornos, el modelo TIN (Triangular Irregular Networks) y los DEM (Moore et al. 1991; Bundela, 2004). La representación en curvas a nivel es la menos utilizada en modelos hidrológicos ya que la estructura de los datos es demasiado compleja (Bundela, 2004). En este tipo de modelo, la elevación se representa en líneas que tienen igual altitud (isolíneas), los intervalos de altura entre cada línea son constantes e indican el nivel de detalle del modelo. Cuando las curvas a nivel están horizontalmente más cercanas representan mayores pendientes que curvas a nivel con mayor espaciamiento horizontal. El modelo TIN, es un modelo con resolución espacial variable, basado en puntos, líneas y triángulos con separación irregular que indican distintas
70
_Estudio de los parámetros que definen el balance hídrico y transporte de sedimentos
alturas. El modelo TIN se puede generar a partir de curvas a nivel utilizando técnicas GIS. Este modelo tiene mayores ventajas que los otros dos en representar las características topográficas de alto y bajo relieve de los terrenos (Bundela, 2004). Los DEM son modelos simples bidimensionales en formato grid con espaciamiento regular. Todas las celdas de un DEM tienen las mismas dimensiones horizontales y a cada una se asigna un valor de elevación.
Los modelos DEM se pueden generar a partir de curvas a nivel, modelos TIN, perfiles, conjuntos dispersos de puntos de campo, u otro método. En comparación con los modelos TIN, los DEM pierden algunas características importantes del terreno, como la dirección de corrientes, terrazas y otros rasgos. Sin embargo, su formato sencillo facilita la manipulación de grandes cantidades de datos, y el cálculo automático de parámetros (Moore et al. 1991), lo que hace que el modelo DEM sea ampliamente utilizado en diversos modelos hidrológicos y geomorfológicos (Martinez, et al. 2005).
La información geográfica disponible sobre la geomorfología de la cuenca del Lago de Izabal incluye los mapas de: sub-división de cuencas hidrográficas, red de drenaje superficial, y curvas de nivel (cada 100 m). Estos mapas fueron extraídos de mapas nacionales desarrollados por MAGA-CATIE-ESPREDE (2001). En el pasado, el análisis geomorfológico a partir de estos tres mapas requería alto conocimiento y manipulación cartográfica tediosa. No obstante, con el desarrollo de sistemas computarizados con base en GIS, es posible extraer información valiosa desde las curvas a nivel, los cauces de ríos y las sub-cuencas. En la Fig. 3.4 se presentan los mapas base sobre los cuales se realizó el primer análisis de la geomorfología de la cuenca.
A partir del mapa de curvas a nivel (Fig. 3.4.A) se estimó que las altitudes dentro de la cuenca varían desde 10 msnm en las partes bajas, hasta más de 2600 msnm en la parte alta (extremo Sur-Oeste). Con fines estéticos en la Fig. 3.4.A, se presentan únicamente las curvas cada 500 m de altitud, sin embargo el análisis se realizó considerando la densidad completa de curvas a nivel (100 m). Las curvas a nivel permiten conocer la distribución de pendientes según la distancia horizontal entre cada curva. Se
71
Capítulo 3_________________________________________________________
observa que en las zonas del Sur-Oeste de la cuenca las pendientes son mayores, mientras que las partes cercanas al lago son relativamente planas.
Figura 3.4. A) Mapa de las curvas a nivel dentro de la cuenca del Lago de Izabal; por fines estéticos, se presentan únicamente las curvas cada 500 m. B) Mapa de división de sub-cuencas y ríos tributarios.
Con base en el mapa de sub-cuencas y ríos tributarios (Fig. 3.4.B) se observó que el sistema de la cuenca del Lago de Izabal está formado por tres sub-sistemas, tal como queda indicado por AMASURLI (2007). La sub-cuenca del río Polochic (2874.96 km2),
72
_Estudio de los parámetros que definen el balance hídrico y transporte de sedimentos
la sub-cuenca del río Cahabón (2451.67 km2) y las 17 sub-cuencas pequeñas del Lago (2700 km2).
Las sub-cuencas del río Polochic y Cahabón se unen antes de desembocar en al Lago de Izabal y forman una inter-cuenca pequeña en el extremo Sur-Oeste del cuerpo del Lago. De acuerdo con Basterrechea (1993), el complejo Polochic-Cahabón aporta más del 70 % del agua que ingresa al Lago de Izabal. El sub-sistema de las otras subcuencas, está compuesto por una serie de sub-cuencas pequeñas (17) que desembocan alrededor de la costa del Lago.
En Guatemala la información topográfica se encuentra a resoluciones espaciales de bajo detalle (>100 m en vertical y horizontal). Además, esta información no es información actualizada. Sin embargo, se considera válida ya que no se esperan variaciones significativas en la geomorfología en períodos de décadas. El problema del poco detalle de la resolución espacial se mejora al combinarse con la información topográfica de SRTM. De acuerdo con Bundela (2004), el mapeo remoto de rasgos topográficos ha demostrado ser una alternativa de alta calidad para representar la geomorfología de una cuenca. De manera que la información geográfica disponible, se analizó utilizando técnicas basadas en GIS y se complementó con información obtenida de sensores remotos.
Para que la combinación de la información fuese posible, fue necesario tener ambas fuentes de información en el mismo formato (curvas de nivel, TIN, o DEM). Tomando en cuenta que la información obtenida por el SRTM es presentada en formato DEM, fue necesario someter el mapa de curvas a nivel (100 m) a un proceso de transformación a DEM. En primer lugar se realizó la interpolación de las líneas, lo que permitió obtener un TIN. Posteriormente, el TIN fue transformado en malla regular y con esto se obtuvo el Modelo de Elevación Digital de la cuenca del Lago de Izabal. Para obtener una representación gráfica que permita una mejor impresión visual del DEM, se utilizó la herramienta Hillshade en el modelo. Esta operación toma como referencia la posición del sol y la orientación del DEM para simular sombras en las montañas, aumentando la impresión de elevación en el plano. La Fig. 3.5 presenta el Modelo de
73
Capítulo 3_________________________________________________________
Elevación Digital de la cuenca. Es necesario mencionar que este proceso de transformación (interpolación de curvas a TIN, y de TIN a DEM) puede producir pérdida del detalle de información acerca de las características topográficas.
El DEM obtenido representa la distribución de elevaciones dentro de la cuenca. El tamaño de celda definido fue de 100 × 100 m. La representación en forma de DEM permite una mejor percepción visual de las fuertes pendientes que existen en las subcuencas del río Polochic y Cahabón, que la percepción que permite el mapa de curvas a nivel (Fig. 3.4. A). Además, mientras que con las curvas a nivel únicamente se identificaron las alturas máximas y mínima (2600 y 10 m respectivamente), con el DEM se extrajo la altitud media de la cuenca (743 m), la desviación estándar de altitudes (647 m) y otros indicadores geomorfológicos que se presentarán posteriormente.
Figura 3.5. Modelo de Elevación Digital de la cuenca del Lago de Izabal. Las unidades de elevación están en m.
74
_Estudio de los parámetros que definen el balance hídrico y transporte de sedimentos
Una vez obtenido el DEM a partir de la información de curvas a nivel, es posible su comparación con el DEM producido por la misión SRTM. El producto utilizado de SRTM fue generado en la Banda-C a una resolución espacial horizontal de 3 segundos de arco (aproximadamente 90 m). El procesamiento de los datos incluye la conversión de los datos a formato de malla regular (grid), la referenciación al geoide, construcción de mosaicos que cubran toda la cuenca y la proyección al sistema de referencia utilizado (Ludwig y Schneider, 2006).
En la Fig. 3.6 Se presentan el DEM obtenido de SRTM y el obtenido de la interpolación de curvas a nivel. La resolución espacial horizontal de ambas fuentes de DEM es similar: de 100 × 100 m para el modelo derivado de las curvas y de 90 × 90 para el de SRTM, mientras que la resolución espacial vertical del SRTM (de 10 a 15 m) presenta un mayor detalle que el de las curvas a nivel (100 m). La existencia de dos fuentes de datos de elevación permite realizar comparaciones y validar la firmeza de ambos DEM de la cuenca del Lago de Izabal.
Considerando posibles fuentes de error en ambos modelos y la dificultad de conocer los errores presentes en el mapa de curvas de nivel, este estudio únicamente evalúa su similitud y la comparación brinda mayor fiabilidad de ambas.
75
Capítulo 3_________________________________________________________
Figura 3.6. Modelos de Elevación Digital de la cuenca del Lago de Izabal. A) obtenido de la interpolación de curvas a nivel. B) obtenido de SRTM. C) Diferencias entre cada fuente de información (curvas-SRTM). Se presentan estadísticos generales. Unidades en m.
76
_Estudio de los parámetros que definen el balance hídrico y transporte de sedimentos
En la Fig. 3.6, se observa que la representación topográfica obtenida de SRTM (Fig. 3.6.B) tiene una distribución espacial similar a la obtenida de la interpolación de las curvas a nivel (Fig. 3.6.A). Con fines de comparación entre ambas series, en la Tabla. 3.4 se presentan los parámetros estadísticos calculados para cada DEM, así como los parámetros de las diferencias entre ambos.
Figura
Fuente del DEM
Media
D.E.
Máximo/mínimo m
3.6.A Base de datos de Guatemala 743 647 3000/50 3.6.B Producido por SRTM 734 655 3004/0 3.6.C Diferencias 2 41 551/-398 Tabla 3.4. Parámetros estadísticos para la comparación de los DEM presentados en la Fig. 3.6
El DEM extraído de las curvas a nivel de la base de datos de Guatemala presenta características similares al extraído a partir de SRTM (Fig. 3.6 y Tabla 3.4). Además se aplicó una prueba de hipótesis que indicó que ambos modelos no tienen diferencias significativas. Cabe resaltar en esta comparación los valores mínimos encontrados. Debido a la resolución espacial vertical del DEM extraído de las curvas a nivel (100 m), se espera que éste tenga dificultades en representar la topografía de las partes bajas de la cuenca. En general rasgos del terreno con escalas menores a los 100 m (vertical) no pueden ser representados adecuadamente con el modelo de las curvas a nivel. Esto se aprecia mejor en la distribución de las diferencias entre cada modelo (curvas – SRTM) (Fig. 3.6.C y Tabla 3.4). A pesar que los valores máximo y mínimo obtenidos, fueron extremos (551/-398), en el mapa (Fig. 3.6.C) se observa que las diferencias oscilan predominantemente entre 129 y -82 m.
Considerando la similitud de ambos DEM y el mayor detalle del modelo obtenido remotamente de SRTM, el análisis de los rasgos geomorfológicos de la cuenca del Lago de Izabal se realizó utilizando el modelo de elevación digital de SRTM. Para esto se calcularon algunos indicadores geomorfológicos. Los indicadores considerados son factores que afectan la descarga de agua o la erosión de la cuenca, y que fueron utilizados posteriormente en los modelos desarrollados: relación área/altura de la subcuenca, perfil de cauce principal de cada subcuenca, mapa de pendientes y perfil altitudinal de transectos longitudinal y transversal de la cuenca. El análisis incluyó las tres subcuencas
77
Capítulo 3_________________________________________________________
principales: el río Polochic, el río Cahabón, y los 17 ríos distribuidos alrededor del lago. Para mantener la sencillez, únicamente se presentan los resultados de algunas subcuencas. Las subcuencas que se presentan se seleccionaron por su diversidad de rasgos geomorfológicos. La relación área/altura de una subcuenca se determina mediante la curva hipsométrica de la cuenca. Para esto, se relacionaron incrementos de altura proporcionales y área acumulada bajo esa altura. En la Fig. 3.7 se observan las curvas hipsométricas (altura/área) de algunas de las subcuencas tributarias del Lago de Izabal. Las curvas hipsométricas brindan una buena representación de la distribución de altitudes dentro de una cuenca. Además permite analizar la morfología de las partes altas, medias y bajas de cada subcuenca. Las subcuencas Polochic y Cahabón se analizaron como una sola debido a que las dos se unen antes de desembocar en el Lago de Izabal formando una intercuenca. De esta forma, se asume que desde el punto de vista hidrológico se comportan como un solo sistema. Este sistema tiene un área significativamente mayor al resto (5326.63 km2). La curva hipsométrica de esta subcuenca indica altas pendientes en la parte alta de la cuenca (>1500 m), en esta zona la altura se incrementa hasta los 2600 m con bajos incrementos de área (Fig. 3.7.B).
78
_Estudio de los parámetros que definen el balance hídrico y transporte de sedimentos
Figura 3.7. Curvas hipsométricas de cuatro sub-cuencas del Lago de Izabal. A) Ubicación de las sub-cuencas representadas. B) Complejo Polochic-Cahabón. C) Sub-cuenca Sumache. D) Subcuenca San Marcos. E) Sub-cuenca Oscuro
Las otras tres subcuencas presentadas son pequeñas en comparación con la del Polochic-Cahabón y su comportamiento hipsométrico es variable. La subcuenca Sumache presenta altas pendientes en la parte alta y baja, con una amplia meseta de bajas pendientes en la parte media, alrededor de los 600 m (Fig. 3.7.C). La subcuenca San Marcos presenta un 20 % de su área en partes bajas y planas, posteriormente su pendiente se incrementa conforme incrementa la altura (Fig. 3.7.D). Finalmente la subcuenca Oscuro presenta la mitad de su área en partes bajas y planas, pero posteriormente se incrementa drásticamente la pendiente hasta llegar a los 1850 m (Fig. 3.7.E). Otro factor hidrológicamente importante es la forma de las subcuencas. El sistema Polochic-Cahabón
79
Capítulo 3_________________________________________________________
presenta una forma rectangular, la subcuenca Oscuro tiene forma redonda y las subcuencas de San Marcos y Sumache tienen una forma alargada (Fig. 3.7.A). El factor de forma se determina relacionando el largo con el ancho de la cuenca. Otro indicador geomorfológico muy relacionado con la hidrología de la cuenca es el perfil de los cauces principales de los ríos tributarios. En la Fig. 3.8 se presentan los perfiles de algunos de los cauces principales de ríos tributarios.
Figura 3.8. Perfil de cauce principal de sub-cuenca. A) Río Polochic. B) Río Cahabón. C) Río Sumache. D) Río Oscuro. Las unidades verticales y horizontales están en m.
Las oscilaciones rápidas observadas en el perfil de los cauces (Fig. 3.8) se debe a diferencias en el nivel de detalle del trazado de los ríos y la información de elevación (SRTM). La pendiente media del cauce de ríos, afecta la velocidad del agua y su turbulencia (Kalff, 2002). Cada perfil es indicador del tipo de relieve de la cuenca, brindando información sobre la velocidad y magnitud del caudal, estando relacionado con procesos de erosión y transporte de sedimentos. La forma del perfil está determinada también por la geología de la región. En este indicador se consideró por separado el río Polochic y el Cahabón por haber encontrado diferencias importantes. Los ríos Polochic y Oscuro presentan fuertes pendientes en su inicio, pero después, gran parte de su trayectoria se encuentra en las partes bajas de la cuenca (Fig. 3.8.A y D). La región de las
80
_Estudio de los parámetros que definen el balance hídrico y transporte de sedimentos
partes bajas de estas cuencas se constituye en el humedal Bocas del Polochic (Fig. 3.7.A) (Dix et al. 1999). En las partes altas se esperarían altas tasas de erosión y escorrentía, pero en las partes bajas se favorecería la infiltración y deposición de sedimentos. Por otra parte el río Cahabón (Fig. 3.8.B) presenta poca inclinación en la primera parte de su formación, pero cuando el caudal es de alta magnitud incrementa drásticamente la pendiente produciendo altas velocidades del flujo. Finalmente el río Sumache presenta un perfil con inclinaciones homogéneas durante toda su trayectoria.
Las distintas elevaciones encontradas dentro de la cuenca del Lago de Izabal forman distintas clases de pendiente (definidas por el porcentaje de inclinación). El mapa de distribución de pendientes de la cuenca se presenta en la Fig. 3.9.
Figura 3.9. Mapa de pendientes de la cuenca del Lago de Izabal. Unidades en grados.
El mapa de pendientes (Fig. 3.9) indica zonas planas alrededor del lago y una zona extensa en el suroeste que es la que forma el delta del complejo Polochic-Cahabón. Esta zona plana produce la deposición de sedimentos y por ende la formación de suelos aluviales (Fig. 3.3). En las partes media y alta de las cuencas se observan pendientes de hasta 60º. El grado de pendiente del terreno afecta la velocidad de infiltración y la velocidad del flujo. Además, la pendiente favorece los procesos de erosión que junto con
81
Capítulo 3_________________________________________________________
la inclinación de la pendiente están influenciados por la longitud de ésta (Saavedra, 2005). Finalmente, los perfiles altitudinales de transectos se presentan en la Fig. 3.10.
Figura 3.10. Perfil altitudinal de transectos longitudinal y transversal de la cuenca del Lago de Izabal. A) Mapa de ubicación de los cuatro transectos desplegados. B) Transecto I. C) Transecto II. D) Transecto III. E) Transecto IV.
Los perfiles altitudinales de transectos fueron seleccionados para ampliar la información topográfica de ciertas zonas de la cuenca. Los transectos se seleccionaron tomando en cuenta los rasgos geomorfológicos anteriores: mapa de pendientes,
82
_Estudio de los parámetros que definen el balance hídrico y transporte de sedimentos
subcuencas, área/elevación, etc. En la Fig. 3.10.A se observa la ubicación de los cuatro transectos seleccionados dentro de la cuenca. Dos transectos son longitudinales y dos transversales. El primer transecto (Fig. 3.10.B) muestra claramente la forma convexa de una sección transversal de las subcuencas de Cahabón (izquierda) y Polochic (derecha). El transecto II (Fig. 3.10.C) muestra una sección longitudinal que abarca los dos mismos ríos del transecto anterior. En la parte alta representa al río Cahabón y en la parte baja al río Polochic. Al igual que la Fig. 3.8.B, muestra las fuertes pendientes localizadas en la parte media del río Cahabón. El transecto III muestra la sección transversal de las cuencas ubicadas en la parte norte del Lago de Izabal. Estas subcuencas tienen características similares (Fig. 3.10D). Conforme la posición sobre el transecto se acerca a la zona costera del Caribe, la pendiente disminuye. Por último el transecto IV muestra una sección longitudinal de la subcuenca de la zona que tributa agua desde la zona sur del Lago de Izabal (Fig. 3.10.E). Las altitudes son menores a los 1000 m con una buena definición de la cuenca alta, media y baja.
Los rasgos geomorfológicos representados unidos al modelo de elevación digital son la base de información utilizada en los modelos de descarga de agua y erosión desarrollados en el Capítulo IV. Las condiciones climáticas y geomorfológicas son los mayores regidores del ciclo hidrológico dentro de la cuenca. Sin embargo el uso de los recursos naturales en las actividades humanas que se desarrollan regulan los procesos. Las características geomorfológicas y edafológicas definen el uso potencial que tiene el territorio. En la cuenca predominan pendientes fuertes (>32%), lo cual manifiesta un territorio frágil (susceptible a desprenderse y sufrir derrumbes). AMASURLI (2007) desarrolló la clasificación de suelos por su capacidad de uso siguiendo la metodología USDA (Klingebiel y Montgomery, 1961). Los suelos que no tienen limitaciones para la agricultura (clase I) cubren el 7.1 % (583.1 km2). La clase II, con ciertas limitaciones cubre un 14% (1139.1 km2) de la cuenca. La clase III (pendientes onduladas) representa el 12.3% (1003.1 km2) de la cuenca, son suelos medianamente profundos con texturas francas a franco arenosas, con pedregosidad superficial. Las clase VI y VII ocupa el 42.8 % (3493.2 km2) de la cuenca. Son áreas con relieve muy inclinado y texturas francas. La situación socioeconómica que predomina en la región provoca que las tierras de la cuenca
83
Capítulo 3_________________________________________________________
no sean utilizadas conforme a su uso potencial, existiendo tierras sub-utilizadas y tierras sobre-explotadas.
3.3.4. Uso de los recursos naturales El uso de los recursos naturales de la cuenca del Lago de Izabal tiene repercusiones en los procesos hidrológicos. Los recursos naturales son la base del desarrollo de las poblaciones humanas. Dentro del efecto que ejercen las actividades humanas usando los recursos naturales en los procesos hidrológicos de la cuenca, se consideraron tres factores: el uso de agua para riego, la tasa de deforestación y la cobertura de la tierra.
De acuerdo con Kalff (2002), el uso del agua en distintas actividades humanas modifica el ciclo hidrológico regional y global. Entre las actividades que pueden afectar el ciclo hidrológico se mencionan: (i) la construcción de presas en ríos, (ii) trasvase de agua de un río a otro, (iii) construcción de pozos para utilización de agua subterránea para consumo, riegos o industria. El uso de agua para riego interrumpe el proceso de drenaje de la cuenca ya que desvía el curso de agua superficial favoreciendo la infiltración y la dinámica subterránea. Además, la cobertura de la tierra influye directamente en la capacidad de infiltración del agua en el suelo y genera una capa protectora del suelo contra los procesos de erosión. La deforestación debida al avance de la frontera agrícola favorece la erosión ya que el bosque genera protección al suelo contra el impacto de la lluvia (Maidment, 1993). Existe mucha dificultad en medir el uso que la población hace de los recursos naturales.
3.3.4.1.
Uso del agua y deforestación Lamentablemente no existen datos específicos acerca del uso del agua y de la
deforestación en la cuenca del Lago de Izabal. Estudios previos realizados en la zona cubren de manera indirecta aspectos relacionados al uso del agua y la deforestación (FDN, 1997; Dix et al. 1999; URL, 2002). Entre el año 1994 y 2002, el caudal de época seca del río Polochic se redujo aproximadamente un 40 % (INSIVUMEH, 2002). La razón de esto se podría deber al aumento del establecimiento de sistemas de riego desde
84
_Estudio de los parámetros que definen el balance hídrico y transporte de sedimentos
1996. A pesar de la inexistencia de un dato de extensión de tierra que se encuentra bajo riego dentro de la cuenca del Lago de Izabal, puede conocerse el área potencialmente regable. La estimación considerando el DEM indica un área potencial de 580 km2. No obstante, es imposible conocer la cantidad exacta de agua utilizada para riego en la cuenca, hasta que se haga un estudio específico con ese fin. Una vez estimado el área bajo riego en la cuenca se puede conocer la cantidad total de demanda de agua para riego. Esta estimación se realizaría con base en la estimación de requerimiento de agua para riego de 0.11 m3/s·km2 (URL, 2005). El uso del agua para riego durante la época seca aumenta la evapotranspiración e infiltración de la cuenca y reduce el caudal del río.
Maidment (1993) indica que uno de los principales cambios hidrológicos provocados por el hombre están relacionados con la deforestación y reforestación. En cuanto a la deforestación, la Fundación Defensores de la Naturaleza indica que entre 1987 y 1995 existió una tasa de deforestación de 1.1 % de la cuenca del río Polochic, equivalente a una pérdida de bosque de 18.6 km2 al año (FDN, 1997). De acuerdo con Kalff (2002), entre los efectos que produce la deforestación extensiva están: (i) caudales y escorrentías más veloces; (ii) los caudales de los ríos tributarios son reducidos en época seca; (iii) se aumenta la erosión; (iv) se reduce la calidad del agua; (v) se producen desórdenes en las variaciones estacionales del volumen de agua de lagos y humedales; y (vi) se aumenta la carga de sedimentos de los ríos. Mientras que las actividades de reforestación producen otros efectos (Maidment, 1993): (i) aumenta la intercepción de las gotas de lluvia; (ii) aumenta la transpiración; (iii) aumenta la deposición por nubosidad en las partes altas de la cuenca y consecuentemente los caudales de época seca; (iv) se filtra una menor cantidad de nutrientes; (v) aumenta la infiltración; y (vi) se mejora la estabilidad de la pendiente.
3.3.4.2.
Cobertura y Uso de la Tierra El análisis de cobertura y uso de la tierra se basó en el mapa de uso de la tierra de
la cuenca del Lago de Izabal estimado a partir del mapa Nacional de uso de la tierra (MAGA-CATIE-ESPREDE, 2001). Considerando el bajo nivel de detalle de este mapa y su antigüedad, la cobertura se actualizó mediante imágenes de satélite y fotografía aérea
85
Capítulo 3_________________________________________________________
de alta resolución. La fotografía aérea utilizada tiene una resolución espacial de 0.5 × 0.5 m (MAGA, 2007). La alta resolución de las fotografías permite ajustar los límites de clase que se encuentran en el mapa de uso actual. AMASURLI (2007) indica que el uso actual del territorio de la cuenca del Lago de Izabal presenta las siguientes categorías de uso: agricultura anual, cultivos perennes, potreros, bosques, humedales y centros poblados. Los usos predominantes son el bosque natural 35 % (2745 km2) y la agricultura anual con 24 % (1958 km2).
Se entiende por cobertura de la tierra a los materiales físicos que se encuentran sobre la superficie de una determinada porción de tierra y uso de la tierra es la actividad humana que se lleva a cabo en ese lugar. El uso de la tierra puede consistir en varias formas de cobertura (Treitz y Rogan, 2004). Estudios previos han demostrado la capacidad de la teledetección aplicada a estudios de uso y cobertura de la tierra (Helmer, et al. 2002; Bundela, 2004; Rogan y Chen, 2004). El uso de la tierra puede clasificarse a partir de sensores que operan en bandas visibles e infrarrojo cercano (NIR) (Helmer, et al. 2002; Bundela, 2004), imágenes de SAR (Rogan y Chen, 2004) o la combinación de varios sensores (Bruce, 2002). La misión Landsat es muy utilizada para estudiar el uso de la tierra por su continuidad temporal y la alta calidad de mapas temáticos. Los datos multiespectrales de alta resolución radiométrica son útiles para este tipo de estudios (Rogan y Chen, 2004).
La fusión de las imágenes se realizó siguiendo el procedimiento indicado por Bruce (2002). El procedimiento constó en la aplicación de los siguientes pasos: (i) se realizaron mosaicos que cubrieran la totalidad del territorio de la cuenca. Se realizó un mosaico utilizando las tres imágenes ETM (Landsat) y otro mosaico con las 2 imágenes ASAR (ENVISAT); (ii) se registraron las imágenes simultáneamente al mismo sistema de referencia; (iii) con el mosaico de Landsat se construyó una imagen RGB (Rojo, Verde, Azul) utilizando las bandas 5, 4, y 1 (visible e infrarrojo); (iv) la imagen RGB se transformó en un sistema a color HSV (Tono, Saturación y Valor); (v) el valor del sistema HSV fue sustituido por el valor del mosaico de ASAR; y (vi) finalmente el nuevo sistema HSV se transforma nuevamente en imagen RGB que tiene la resolución espacial de ASAR, y propiedades de reflectancia de ambos sensores.
86
_Estudio de los parámetros que definen el balance hídrico y transporte de sedimentos
El mapa de uso y cobertura de la tierra se sobrepuso a las imágenes de satélite fusionadas y fotografía aérea y los límites de cada clase de uso fueron ajustados. La fotografía aérea utilizada fue adquirida en 2006 y tiene una resolución espacial menor a un metro. En la Fig. 3.11 se presenta un ejemplo del procedimiento realizado con fotografía aérea e imágenes de satélite. La fotografía aérea de alta resolución de la cuenca no cubre todo el territorio. Las fotografías disponibles se utilizaron para validar la información proveniente de imágenes de satélite. La extensión de terreno de la cuenca que no tiene cobertura de fotografía aérea se estudió únicamente con las imágenes satelitales.
Por motivos de sencillez, en la Fig. 3.11.C se presenta la imagen Landsat, sin embargo la clasificación de distintos usos se realizó con las imágenes fusionadas. La zona representada en la Fig. 3.11, muestra la diferencia entre la fotografía aérea y la imagen de Landsat con el mapa base de uso de la tierra. Al sobreponer el mapa base sobre la imagen Landsat o fotografía aérea es posible conocer el error del mapa base. Debido a la mayor resolución de la fotografía aérea e imagen Landsat, se puede generar un mapa de uso de la tierra con mayor detalle. A pesar de que el mapa de uso de la tierra fue desarrollado hace décadas, en la parte de la cuenca representada aún se mantienen los mismos usos al año 2002 (Fig. 3.11.C) y al año 2006 (Fig. 3.11.B). Sin embargo, el mayor nivel de detalle de la imagen y de la fotografía muestra los errores que surgen del nivel de reconocimiento que tiene el mapa base de uso de la tierra, ya que la línea límite que divide cada clase de uso no corresponde con las imágenes utilizadas.
87
Capítulo 3_________________________________________________________
Figura 3.11. Ejemplo de análisis de uso de la tierra. A) Mapa de ubicación del área desplegada en B y C. B) Fotografía aérea de alta resolución, la línea roja representa el límite en el mapa base. C) Imagen Landsat de la misma zona.
Con la fotografía aérea es posible identificar claramente la zona de agricultura bajo riego y la zona de bosque, mientras que con la imagen Landsat únicamente se notan distintos valores de reflectancia. Por lo que la clasificación de uso del terreno se basó en las respuestas de reflectancia de cada sensor y cada tipo de cobertura (Tabla 3.1). La fotografía aérea permite conocer la respuesta de cada banda de la imagen a cada categoría de uso y posteriormente aplicar la clasificación en zonas donde no hay cobertura de fotografía aérea. Con el uso de las imágenes de satélite y la fotografía aérea se logró actualizar y mejorar el mapa base de uso de la tierra de la cuenca del Lago de Izabal (Fig. 3.12). Las categorías de uso utilizadas se seleccionaron de acuerdo a las categorías utilizadas por MAGA-CATIE-ESPREDE (2001), que pudieron identificarse mediante teledetección. La cobertura y uso que se hace del territorio fue considerada posteriormente en los distintos modelos desarrollados. Las extensiones de tierra sin ningún tipo de cobertura vegetal no tienen ninguna protección contra los procesos de erosión. En este tipo de uso también se aumenta la tasa de escorrentía superficial. El otro
88
_Estudio de los parámetros que definen el balance hídrico y transporte de sedimentos
extremo de uso son las tierras con bosque natural (Selva), el bosque natural protege el suelo contra la erosión por poseer distintas capas defensoras (árboles altos, sotobosque, y hojarasca). En cuanto a la escorrentía superficial, las raíces de los árboles mejoran la estructura del suelo favoreciendo la infiltración. Las otras categorías de uso se encuentran dentro de este rango (suelo expuesto-bosque natural). En la Tabla 3.5 se observa la extensión de tierra ocupada por cada una de las categorías de uso identificadas.
Figura 3.12. Mapa de Cobertura y Uso de la Tierra de la cuenca del Lago de Izabal. Categoría de Uso Área (m2) % Agricultura limpia anual 2330937130.54 29.04 Agricultura Perenne 258264507.07 3.22 Arbustos (de 1.5 a 5 m) 740143461.86 9.22 Áreas Construidas 15566579.48 0.19 Áreas extracción (Minería) 3253675.51 0.04 Arena y / o playa 1163741.30 0.01 Bosque de coníferas 36614624.16 0.45 Horticultura y Ornamentales 8698822.26 0.11 Humedal con bosque 378706351.53 4.72 Bosque de Latífoliadas 2927058202.59 36.47 Matorral (de 0.5 a 1.5 m) 732900149.09 9.13 Bosque Mixto 18130699.95 0.23 Pastos Cultivados 453456326.55 5.65 Otros usos (aldeas dispersas) 121908482.65 1.52 Tabla 3.5. Extensión de tierra cubierta por cada categoría de uso.
89
Capítulo 3_________________________________________________________
De acuerdo a los resultados obtenidos por AMASURLI (2007), los tipos de uso con más cobertura dentro de la cuenca del Lago de Izabal son el Bosque de Latífoliadas (35%) y la agricultura limpia anual (24%). Los datos obtenidos en el presente estudio concuerdan en buena medida con estos. En el caso de la agricultura limpia anual, se detectó un aumento de 5 puntos porcentuales. El incremento detectado en la agricultura limpia anual ha sido en detrimento de otras categorías, aunque no es posible determinar exactamente cuales son éstas. Según Maidment (1993), algunos efectos que produce el incremento de la agricultura son: (i) alteración de tasas de transpiración; (ii) desfase del tiempo entre períodos de lluvia y aumento de caudales; (iii) aumento de fertilizantes; (iv) aumento de erosión en cultivos sin prácticas de conservación; (v) disminución del nivel freático; y (vi) aumento de la pérdida de humedad del suelo en época seca. Además existen efectos indirectos producidos por la tumba y quema de bosques tropicales y su reemplazo por agricultura, tales como: aumento del efecto invernadero, alteración del balance energético del sistema y el flujo de evaporación desde la región donde se localizaba el bosque.
La extensión de cada clase de cobertura y uso de la tierra sirven de indicación para la estimación de los otros factores antropogénicos considerados (deforestación y uso del agua para riego). La distribución espacial de las distintas categorías de uso, se combinará con el resto de información de la cuenca (geomorfología y clima) para conocer su efecto en los procesos hidrológicos y de erosión.
3.3.5. Morfometría del Lago El término morfometría se utiliza para definir al método y técnicas utilizadas para medir y analizar la forma y dimensiones físicas de un lago (Cole, 1994). La morfometría del lago expresa la forma de la superficie, las relaciones con la profundidad y la forma del fondo. La morfología de los lagos está íntimamente relacionada con los eventos físicos, químicos y biológicos dentro de los cuerpos de agua y juega un papel importante en el control del metabolismo del lago. Las dimensiones físicas de un lago se combinan con el clima y las condiciones edáficas circundantes determinando la naturaleza del lago como un ecosistema (Cole, 1994). La forma de los lagos depende de su origen, comúnmente, el
90
_Estudio de los parámetros que definen el balance hídrico y transporte de sedimentos
principal determinante de la morfometría del lago es la geomorfología de su cuenca de captación (Kalff, 2002). Además, la geomorfología de las cuencas controla la naturaleza del drenaje, las entradas de nutrientes, y el volumen de las entradas con relación al tiempo de residencia del agua (Wetzel, 2001).
La forma estándar que se utiliza para representar la morfometría de lagos es el mapa batimétrico. Algunos parámetros importantes que se utilizan en morfometría se determinan a partir de la información batimétrica. La metodología convencional para realizar el mapa batimétrico es utilizando sondas, que normalmente son de bajo costo, tal como las utilizadas en pequeños barcos pesqueros o deportivos (Kalff, 2002). Sin embargo, en un número sorprendente de lagos alrededor del mundo, la información batimétrica es ausente, inadecuada u obsoleta, ya que continuamente se producen cambios debidos a la precipitación de sedimentos (Horne, y Goldman, 1994). El único estudio de la batimetría del Lago de Izabal fue realizado hace 4 décadas (Brooks, 1969). Considerando la dinámica de sedimentos transportados principalmente por el río Polochic, se cree que la batimetría del Lago ha sufrido cambios (principalmente en las zonas costeras) por lo que el mapa batimétrico citado es obsoleto. No obstante, algunos parámetros morfométricos pueden ser determinados con base a una apropiada delimitación del borde del lago, aún sin disponer de información batimétrica (Cole, 1994).
De acuerdo a su morfometría, la superficie de un lago puede dividirse en dos grandes regiones: (i) la zona litoral, que cuenta con aguas cálidas, bien mezcladas, ricas en actividad biológica; y (ii) la zona pelágica o limnética, se encuentra alejada de la zona litoral hacia el interior del lago (Horne y Goldman, 1994). Según Cole (1994), las zonas llanas periféricas están sujetas a fluctuaciones en la temperatura y erosión debido a materiales arrastrados por la acción del oleaje. Éstas, normalmente, están bien iluminadas y habitables por plantas de raíz que se extienden al interior del lago, contribuyendo con fragmentos orgánicos en el litoral. Otra división del lago también propuesta por Horne y Goldman (1994), se basa en la influencia de la luz en el agua del lago. La zona hasta donde siempre penetra la luz, se conoce como zona fótica. En la zona afótica, los niveles de luz son muy débiles y no permiten el desarrollo de los procesos de fotosíntesis. La
91
Capítulo 3_________________________________________________________
interacción entre la luz, la temperatura y la mezcla debida al viento establece elementos físicos de la estructura de lagos.
Los parámetros morfométricos que se utilizan en esta Tesis Doctoral representan la morfología del Lago de Izabal. En primer lugar se presentan los índices de la forma de la superficie del lago, posteriormente los índices relacionados con la profundidad y por último parámetros del fondo.
Con relación a los parámetros de la superficie del lago se presentan: (i) área; (ii) largo máximo; (iii) ancho máximo; (iv) ancho medio; (v) longitud de la línea de costa; y (vi) desarrollo de la línea de costa. La información digital de la superficie del Lago de Izabal de MAGA-CATIE-ESPREDE (2001), incluye al Río Dulce como parte del lago. Para los fines de esta descripción morfométrica del Lago de Izabal, la superficie del lago se delimitó hasta el inicio del Río Dulce en Latitud Norte 15º38’51.14”. El área del Lago de Izabal, excluyendo al Río Dulce es de 673.29 km2.
El largo máximo es la distancia, en línea recta, sobre la superficie del lago entre los dos puntos más distantes sobre la costa del lago (Wetzel, 2001). De acuerdo con Cole (1994) y Kalff (2002), la importancia limnológica de conocer el largo máximo del lago radica en que es la distancia sobre la cual el viento puede correr sin barreras que, consecuentemente, determina la altura de ola. El largo máximo del Lago de Izabal es de 47.07 km. La dirección predominante del viento en la zona es noreste a suroeste (vientos provenientes del Mar Caribe). El largo del eje del Lago de Izabal que coincide con la dirección predominante del viento es 40.11 km, la relación largo máximo/largo dirección viento, indica que la superficie del Lago de Izabal tiene alta influencia del viento.
El ancho máximo de un lago es la distancia máxima sobre la superficie del lago formando un ángulo recto a la línea de largo máximo (Cole, 1994; Wetzel, 2001). Mientras que el ancho medio es el área del lago dividido entre el largo máximo. El ancho máximo y medio del Lago de Izabal es 21.77 y 14.3 km respectivamente. Además, el largo de la línea de costa del Lago de Izabal es de 189.22 km.
92
_Estudio de los parámetros que definen el balance hídrico y transporte de sedimentos
Finalmente, el parámetro de Desarrollo de la línea de costa (Dl) es la relación entre la superficie del lago y la línea de costa (Wetzel, 2001; Kalff, 2002). Se estima como la ratio entre la línea de costa y la circunferencia de un círculo de área igual a la del lago (Horne y Goldman, 1994; Kalff, 2002). Este parámetro refleja el grado de irregularidad que tiene la línea de costa y se formula como:
Dl =
L 2 πA
,
(3.1)
donde L es la longitud de la línea de costa y A es el área del lago. La mayoría de lagos naturales tienen valores entre 1.5 y 2.5 (Kalff, 2002). El Lago de Izabal tiene un Dl de 2.057, indicando una forma del lago sub-circular o elíptico. Cuando los valores son más altos son lagos de forma más alargada y angosta, mientras que valores más cercanos a la unidad son lagos de forma más circular. Cuando la línea de costa es irregular o formas alargadas se infiere que los lagos son altamente dominados por las actividades en las zonas litorales (Kalff, 2002). En la Tabla 3.6 se resumen los parámetros de forma de la superficie del Lago de Izabal.
Parámetro Valor Área 673.29 km2 Largo máximo 47.07 km Ancho máximo 21.77 km Ancho medio 14.3 km Línea de costa 189.22 km Desarrollo de la línea de costa 2.057 Tabla 3.6. Parámetros morfométricos de la superficie del Lago de Izabal.
Los parámetros obtenidos proporcionan información sobre los procesos físicos del Lago de Izabal. El tamaño y forma de la superficie del lago determina la relación de las condiciones atmosféricas (viento, lluvia, evaporación) con la superficie. Además, el término Dl en conjunto con los parámetros de profundidad, juega un papel importante en determinar la naturaleza trófica del lago ya que las aguas llanas son más productivas (Cole, 1994).
En cuanto a los parámetros morfométricos que consideran, además de la superficie a la profundidad del lago se presentan: (i) volumen de agua; (ii) profundidad
93
Capítulo 3_________________________________________________________
máxima; (iii) profundidad media; (iv) ratio profundidad media/profundidad máxima; (v) profundidad relativa; y (vi) desarrollo del volumen. Los análisis del volumen de agua del lago se realizan con base en la información batimétrica, construyendo una gráfica que relaciona las áreas del lago a cada profundidad (Kalff, 2002). No obstante, no existe disponibilidad de información batimétrica detallada y actual, por lo que se utiliza el dato oficial sobre el volumen de agua del Lago de Izabal de 8300 × 106 m3, estimado por OTECBIO (2003).
La profundidad máxima del Lago de Izabal es de 18 m (AMASURLI, 2007). De acuerdo con Cole (1994), frecuentemente la profundidad máxima de lagos se encuentra por debajo del geoide marino (nivel medio del mar). Diversos autores (Basterrechea, 1993; Dix et al. 1999; AMASURLI, 2007) indican que la superficie del Lago de Izabal se encuentra aproximadamente a 10 m sobre el nivel medio del mar. De manera que aproximadamente 8 m de profundidad del Lago de Izabal están por debajo del geoide marino. A esta profundidad se le denomina como criptodepresión (Cole, 1994).
La profundidad media de un lago es, probablemente, el parámetro morfométrico de mayor utilidad (Kalff, 2002). Este parámetro se estima dividiendo el volumen de agua almacenado en el lago entre la extensión de su superficie (Cole, 1994; Horne y Goldman, 1994). Además, la ratio de profundidad (profundidad media/profundidad máxima) es un indicador útil sobre la forma del lago (Kalff, 2002). En el caso del Lago de Izabal la profundidad media es de 12.33 m. Según Cole (1994), los lagos con una profundidad media mayor a los 18 m han demostrado tener características oligotróficas, mientras que los menos profundos son más productivos y presentan características de eutróficos. De acuerdo con Wetzel (2001), la alta productividad se debe al mayor porcentaje de contacto entre el agua del lago y los sedimentos del fondo que exhiben las depresiones poco profundas como el Lago de Izabal. En cuanto a la ratio de profundidad, un cono elíptico daría un valor de 0.33, mientras que un elipsoide produce valores de 0.66. Las formas elipsoides caracterizan a los lagos poco profundos con fondos planos (Kalff, 2002). La ratio de profundidad del Lago de Izabal es de 0.68 (forma elipsoide).
94
_Estudio de los parámetros que definen el balance hídrico y transporte de sedimentos
La profundidad relativa de un lago relaciona la profundidad con su superficie, es la ratio entre la profundidad máxima, y el diámetro promedio de la superficie del lago (Wetzel, 2001; Kalff, 2002). El valor de éste parámetro se estima con la siguiente relación:
Zr =
50 Z max π A
;
(3.2)
siendo Zr la profundidad relativa, Zmax la profundidad máxima y A el área de la superficie del lago. La profundidad relativa del Lago de Izabal es de 0.0615. El valor de Zr obtenido denota la forma de un lago de bastante extensión horizontal pero poco profundo (Kalff, 2002).
Por último, el parámetro de desarrollo del volumen (Dv) es un “índice de forma” que compara el volumen del lago con el volumen que tendría un cono invertido de área basal igual al área de la superficie del lago, y de altura igual a la profundidad máxima del mismo (Cole, 1994; Kalff, 2002). El cálculo se realiza aplicando:
Dv =
A( z ) z =3 ; 1 / 3 A( Z max) Z max
(3.3)
z es la profundidad media del lago; los otros términos de la ecuación se definieron en Eq. (3.2). El Dv del Lago de Izabal es de 2.05. Un valor cercano a 1 es propio de un lago en forma de cono, los valores más altos son representativos de lagos poco profundos y de alta extensión de superficie (Cole, 1994). El valor de desarrollo de volumen de un disco Petri sería de 3 (Kalff, 2002). Los resultados de cada parámetro morfométrico de profundidad se presentan en la Tabla 3.7. Parámetro Valor Volumen 8300 × 106 m3 Profundidad máxima 18 m Profundidad media 12.357 m Ratio profundidad media/máxima 0.68 Profundidad relativa 0.0615 Desarrollo de volumen 2.05 Tabla 3.7. Parámetros morfométricos de profundidad del Lago de Izabal.
95
Capítulo 3_________________________________________________________
La productividad de un lago está íntimamente relacionada con la profundidad. De acuerdo con Wetzel (2001), además del alto porcentaje de contacto del fondo con el agua, la baja profundidad del lago provoca que sea mayor la cantidad de sedimentos que recibe suficiente luz solar, aumentando los procesos fotosintéticos del sistema. La combinación de la morfometría de la superficie con la del fondo del lago, tiene además impacto en los movimientos turbulentos provocados por el viento y otras fuerzas (Kalff, 2002). De manera que la superficie extensa y baja profundidad del Lago de Izabal afectan su productividad, incidencia de luz y movimientos turbulentos provocados por el viento.
Además de los parámetros estimados de superficie y de profundidad del Lago de Izabal, se calculó un parámetro morfométrico del fondo del lago: la pendiente media del fondo (S). Al igual que otros parámetros estimados, este índice considera la superficie del lago como un círculo y representa la relación entre la profundidad del lago y el radio del círculo de área igual a la superficie del lago (Kalff, 2002), expresado en porcentaje:
S = 100
Z max A/π
;
(3.4)
los términos de Eq. (3.4) representan los mismos términos de Eq. (3.2). Para el Lago de Izabal el valor obtenido de S es de 0.123%, este valor depende en gran medida del resto de parámetros de profundidad y superficie estimados. Según Kalff (2002), la pendiente del fondo del lago determina la facilidad con la que se pueden establecer las raíces de las plantas acuáticas residentes del lago.
La morfometría del Lago de Izabal tiene relaciones cercanas con los procesos físicos de interés en ésta Tesis (balance hídrico y transporte de sedimentos). Por mencionar algunos ejemplos: (i) la morfometría de la superficie influye en la relación del lago con el clima (lluvia, evaporación, viento). Esta relación afecta a la cantidad de agua entrando y saliendo del lago, así como a los procesos de circulación que afectan el transporte de sedimentos; (ii) la morfometría de la profundidad está relacionada con la influencia de la luz en el agua del lago, con la cantidad de sedimentos en contacto con el agua, con la productividad del lago y la resistencia del fondo a la fuerza del viento; y (iii) la pendiente del lago afecta el enraizamiento de las plantas acuáticas que, a su vez,
96
_Estudio de los parámetros que definen el balance hídrico y transporte de sedimentos
pueden modificar la pérdida de agua por evapotranspiración, y son una barrera física atrapando sedimentos que están siendo transportados hacia el interior del lago. Por lo tanto, la morfometría del Lago de Izabal será importante en la discusión de los resultados obtenidos en esta Memoria.
97
Capítulo 3_________________________________________________________
98
CAPÍTULO CUARTO
__________________________________________CAPÍTULO 4 Modelos numéricos para estimar la descarga de agua y el transporte de sedimentos 4.1
Introducción Los procesos ambientales que se están abordando en la presente Tesis Doctoral:
balance hídrico y transporte de sedimentos en el ecosistema del Lago de Izabal, se rigen de acuerdo a la combinación de distintos sub-procesos. En el presente capítulo, se aplican modelos numéricos para obtener estimaciones de los siguientes sub-procesos: (i) descarga de agua de los ríos tributarios del Lago de Izabal; (ii) pérdida de suelo de las cuencas y carga de sedimentos y sustancias que aportan los ríos tributarios hacia el lago; y (iii) transporte de sedimentos desde la desembocadura de los ríos hacia el interior del lago.
La descarga de agua de una cuenca es uno de los factores fundamentales para conocer el balance hídrico del ecosistema. Además, el ciclo hidrológico está regulado por el balance hídrico y tiene efectos sobre todos los procesos ecológicos. Desde el punto de vista social es importante conocer la cantidad de agua almacenada/descargada en la cuenca para poder planificar su uso (agrícola, doméstico, energético). A pesar de la importancia de conocer las magnitudes y variación temporal de descarga de agua desde una cuenca, tanto en el Lago de Izabal como en el resto de Guatemala existen medidas de campo deficientes relacionadas con estos parámetros. Las estaciones hidrológicas que administra el INSIVUMEH cubren un porcentaje bajo del total de cuencas hidrológicas del país (10 de 35), además en muchos casos, no existe constancia en la adquisición de los datos.
Con relación a la pérdida de suelo en la cuenca de captación del Lago de Izabal, también es un proceso que no ha sido cuantificado de manera consistente. El suelo es el recurso básico de la sociedad Guatemalteca, ya que los medios de vida de la población recaen en la utilización de recursos naturales (URL, 2002). Sin embargo, no existen datos exactos de la pérdida de suelo en la zona. Se han realizado algunos estudios relacionados con este tema. De acuerdo con Dix et al. (1999), el Lago de Izabal se encuentra en un
101
Capítulo 4_________________________________________________________
proceso de eutrofización acelerada debido al aumento en la cantidad de nutrientes y sedimentos que se arrastran continuamente desde las partes altas, y son descargados por el Río Polochic desde los últimos 27 años, existiendo un aumento significativo durante la épocas lluviosas. Todos los materiales que los ríos tributarios arrastran hacia el lago son transportados hacia el interior por el efecto de los procesos de difusión y el movimiento del agua del lago. Otros estudios resaltan la importancia que tiene la descarga de sedimentos hacia el interior del Lago de Izabal (Basterrechea, 1993; Marchorro, 1996). No obstante, las conclusiones de esos estudios se basan en medidas de campo realizadas durante el período de investigación, ya que no existe un seguimiento constante de la erosión en la cuenca y del campo de concentración de sedimentos en el interior del lago.
El objetivo principal de este capítulo es desarrollar distintos modelos numéricos que posibiliten la simulación de los procesos de descarga de agua, pérdida de suelo y transporte de sedimentos, con base en los procesos físicos que los definen. En primer lugar se desarrolló un modelo hidrológico que hace posible estimar la descarga de agua desde las cuencas tributarias hacia el Lago de Izabal. La existencia de información en registros históricos de la descarga de agua del río Polochic permitió ajustar el modelo numérico para que se adaptara a la información disponible en la zona y que posteriormente fuera aplicado al resto de sub-cuencas tributarias. A continuación, se aplicaron ecuaciones empíricas utilizadas exitosamente, a nivel global, para simular la erosión y carga de sedimentos de los ríos tributarios. La falta de información de campo fue el principal factor que imposibilitó la calibración y validación del modelo desarrollado. Las estimaciones realizadas se compararon con las obtenidas de distintos modelos de erosión, y las estimaciones se cotejaron con un valor de carga de sedimentos anual medido in-situ. Finalmente, el transporte de sedimentos y sustancias hacia el interior del lago se estudió mediante dos modelos: procesos de difusión y movimientos del agua. Ambos modelos fueron desarrollados aisladamente para después ser acoplados entre sí. De esta manera fue posible obtener un modelo que brinda una simulación de la distribución espacial del campo de concentración de sedimentos y/o otras sustancias.
Los modelos desarrollados serán utilizados posteriormente en combinación con datos in-situ y técnicas de teledetección (capítulo VI) para obtener una metodología que
102
_Modelos numéricos para estimar la descarga de agua y el transporte de sedimentos
permita el monitoreo constante y predicción de la erosión y la carga de sedimentos hacia el Lago de Izabal, así como el balance hídrico del mismo.
4.2
Descripción de los modelos utilizados Los modelos utilizados en la presente Tesis Doctoral incluyen: (i) modelo
hidrológico de descarga de agua y carga de sedimentos; (ii) modelo edafológico de pérdida de suelo; (iii) modelo de difusión-advección; y (iv) modelo de movimiento del agua debido al arrastre del viento. En general, la metodología se basa en la adaptación de modelos y ecuaciones existentes a las condiciones geofísicas del Lago de Izabal.
4.2.1
Modelo de descarga de agua y carga de sedimentos En las cuencas tributarias del Lago de Izabal no se ha aplicado ningún modelo
hidrológico que permita predecir la descarga de agua con escala de tiempo continua. Considerando la disponibilidad de modelos (Tabla 2.3), sus características, escala de tiempo utilizada, requerimiento de datos y condiciones del Lago de Izabal, se seleccionó un modelo capaz de simular la variación temporal de la descarga de agua y la carga de sedimentos. El modelo seleccionado para realizar esta simulación fue HYDROTREND v. 3.0 (Kettner y Syvitski, 2007). La selección del modelo se basó en la disponibilidad de datos de campo acerca de las características de la cuenca y de los datos climáticos. La descripción de factores de la cuenca realizada en el Capítulo III, produjo datos suficientes para aplicar este modelo, pero no es suficiente para otros modelos físicos.
HYDROTREND es un modelo hidrológico que considera el balance hídrico y transporte de sedimentos como dependencia del clima en una región. Tiene la capacidad de simular la variabilidad natural (diaria, mensual, anual y de mayor escala) en el flujo de agua descargada desde una cuenca (Syvitski y Morehead, 1999). Syvitski et al. (1998) indican que el modelo está escrito utilizando lenguaje de programación FORTRAN-77 y es de uso libre para la comunidad científica. El código base del programa y las ecuaciones básicas de formulación se pueden encontrar en detalle en Syvitski et al. (1998). El modelo está
disponible
vía
Internet
(http://instaar.colorado.edu/deltaforce/models/hydrotrend.html). La entrada del modelo
103
Capítulo 4_________________________________________________________
incluye la distribución climática de la cuenca (precipitación pluvial y temperatura), información hipsométrica de la cuenca (área bajo cada clase de elevación, gradiente altitudinal de la temperatura) y parámetros hidrogeológicos (topografía, capacidad de almacenamiento de la cuenca, coeficientes de agua subterránea, infiltración y otros). Tiene la característica de poder vincularse directamente con información climática proveniente de medidas in-situ o estimaciones de modelos meteorológicos. Además, los resultados de HYDROTREND pueden ser utilizados como entrada de otros modelos de circulación o balance hídrico en zonas costeras o lagos. El modelo HYDROTREND no es un modelo desarrollado para una cuenca específica y sus características le han permitido ser aplicado exitosamente en diversos ríos (Syvitski y Morehead, 1999).
La simulación de la descarga de agua y la carga de sedimentos de una cuenca se realiza mediante la incorporación conjunta de características de la cuenca y condiciones climáticas. La escala de tiempo utilizada por HYDROTREND es diaria, además el cálculo del caudal final del río, Q, y de la carga de sedimentos del mismo, Qs, está basado en la partición simultanea de 5 procesos hidrológicos de flujo del agua: (i) flujo provocado por la lluvia; (ii) fusión de nieve; (iii) fusión de hielo; (iv) dinámica de aguas subterráneas; y (v) pérdidas por evaporación. Los límites de cada componente son determinados en cada nuevo paso de la simulación. Información detallada sobre el cálculo de cada uno de los procesos de escorrentía se puede encontrar en Syvitski et al. (1998).
La cantidad de precipitación de lluvia, nieve y hielo, que funciona como entrada de masa al sistema, está definida por la curva altitudinal de congelación (FLA). Considerando que en la zona de influencia del Lago de Izabal no se dan acontecimientos de nieve o hielo, el efecto de estos procesos fue eliminado. Para descartar los componentes sólidos (nieve y hielo) se ajustó la FLA a una altitud superior a las máximas alturas encontradas en la cuenca.
De acuerdo con Kettner y Syvitski (2007), el modelo se basa en la ecuación clásica del balance hídrico que considera la precipitación pluvial (P), por unidad de área (A), reducida por las pérdidas por evaporación y evapotranspiración (Ev) y modificado por el almacenamiento y liberación de agua por el suelo (Sr). Que se expresa:
104
_Modelos numéricos para estimar la descarga de agua y el transporte de sedimentos
n
Qi = A ∑ (Pi − Evi ± Sri ) ,
(4.1)
i =1
donde el término A es constante en el tiempo, los términos i y n varían de acuerdo a la escala de tiempo y el período de duración del análisis. En la Fig. 4.1 se presenta el esquema funcional del cálculo del caudal total del río que realiza HYDROTREND.
Figura 4.1. Esquema funcional para el cálculo del caudal total del río en HYDROTREND.
Como se indicó anteriormente (Sección 3.3.1), la distribución de los eventos de lluvia que ocurren en la cuenca no es homogénea. El principal control local de la lluvia es la orografía. La cantidad total de masa de agua, Qr en m3, por unidad de tiempo, que entra al sistema está dada por la siguiente expresión:
Qr ,i = Pi Ai ,
(4.2)
la lámina de lluvia esta representada por Pi (m) y es multiplicada por el área de la cuenca sobre la cual cae esa lámina (Ai) (m2). Durante el proceso de simulación la cantidad de agua se dimensiona en lámina (mm) o volumen (m3), que están relacionadas con el área
105
Capítulo 4_________________________________________________________
de la cuenca A (Eq. 4.2). La masa de agua que se encuentra en la cuenca es reducida por procesos de evaporación. Las pérdidas por evaporación (Ev) se estiman mediante la unión de dos componentes:
Ev = ec + e gw ,
(4.3)
siendo ec, la evaporación de las gotas de agua interceptadas por la cubierta vegetal presente en la zona y egw es la evapotranspiración del agua contenida en el depósito de agua subterránea y humedad del suelo. Cada uno de los términos de la Eq. (4.3) depende principalmente de la temperatura, lluvia y humedad.
La primera reducción de la masa de agua ocurre antes de llegar al suelo. La interceptación de la lluvia por las hojas y ramas de la capa alta de la cobertura vegetal y su subsiguiente evaporación disminuyen la cantidad de agua que alcanza el suelo (Pg):
Pg = P − ec ,
(4.4)
donde Pg se expresa en lámina de agua por día (mm/día). Cuando la cantidad de lluvia es mayor que la interceptada, las gotas de agua llegan al suelo siguiendo la siguiente relación:
α g + β g Pd Pg = 0
si α g + β g Pd > 0 , si α g + β g Pd < 0
(4.5)
mientras que cuando la lluvia es mínima, la capa vegetal intercepta toda la lámina de agua caída. α g (mm/d) y β g (adimensional) son coeficientes de intercepción de agua en la capa vegetal protectora del suelo y Pd es el total de precipitación diaria (mm/d). Los valores típicos de los coeficientes son -0.1 mm/d para α g y 0.8-0.9 para β g (Sivapalan et al. 1996).
Con la masa de agua que llega al suelo (Pg) puede: (i) transformarse en escorrentía superficial (qs) cuyo cálculo se describe en la Sección 4.2.1.1, o (ii) infiltrarse al depósito de agua subterránea (GWstore) e incorporarse a la dinámica de aguas subterráneas, descrita en la Sección 4.2.1.2.
106
_Modelos numéricos para estimar la descarga de agua y el transporte de sedimentos
4.2.1.1 Escorrentía superficial La escorrentía superficial (qs) es un aporte de agua que ocurre solamente durante los eventos de precipitación, su escala temporal es de corta duración, horas y días. La magnitud de la escorrentía superficial (qs) equivale a la suma de dos factores:
q s = q se + q ie ,
(4.6)
donde el agua que excede la saturación del suelo es qse y el agua que excede la infiltración se representa como qie. La escorrentía superficial producida por exceso de saturación del suelo (qse) es función de qué tan lleno está el depósito de agua subterránea y la intensidad de la lluvia. Este proceso está gobernado por la siguiente ecuación:
0 q se = GWstore − GWmin α c GW − GW max min
βc
Pg
si GWstore < GWmin si GWstore ≥ GWmin
,
(4.7)
donde α c y β c son, respectivamente, el coeficiente y el exponente de exceso de saturación del suelo y los valores considerados son 0.98 y 1 respectivamente (Sivapalan et al. 1996). GWmax y GWmin son máximos y mínimos de almacenamiento de agua en la cuenca (m3) y GWstore es el almacenamiento de agua presente (m3) (que se calcula en cada paso de solución). Es posible realizar estimaciones sobre la cantidad máxima y mínima de almacenamiento de agua subterránea en una cuenca ya que estos valores dependen del tipo de suelos y materiales geológicos presentes. Considerando las fuentes de error que puede tener la estimación de los datos de almacenamiento subterráneo, la calibración del modelo se enfoca en ellos. Estos valores se fueron modificando tras distintas pruebas del modelo con el propósito de que los procesos se acercarán más a la realidad.
El flujo de agua producido por exceso de la infiltración (qie) depende de la velocidad de infiltración (fs) (mm/día), la cantidad de precipitación que alcanza al suelo (Pg) y el exceso de saturación (qse). Así, la cantidad de escorrentía producida por exceso de infiltración está definida por:
107
Capítulo 4_________________________________________________________
0 si Pg − q se − f s ≤ 0 . qie = Pg − q se − f s si Pg − q se − f s > 0
(4.8)
La velocidad de infiltración de una cuenca depende de las propiedades físicas del suelo y del contenido de humedad del suelo en ese preciso momento. Cuando la intensidad de lluvia que cae en el suelo es menor a la velocidad de infiltración de la cuenca, entonces toda la lluvia se infiltrará. Mientras que si la intensidad de lluvia es mayor, se fuerza el movimiento superficial de agua. Los detalles sobre el cálculo de la velocidad de infiltración pueden encontrarse en Syvitski et al. (1998).
4.2.1.2 Dinámica subterránea La cantidad de agua que se infiltra (fs) se une a la reserva previa de agua del depósito subterráneo. La escorrentía superficial (qs), únicamente ocurre durante la lluvia y períodos cortos de tiempo después del evento. Mientras que cuando la lluvia cesa, el caudal de los ríos se va disminuyendo lentamente hasta la siguiente lluvia. El caudal de los ríos que se mantiene después de un acontecimiento de lluvia es debido al flujo de agua proveniente del depósito subterráneo. La dinámica de aguas subterráneas genera un flujo sub-superficial (qss), que es una respuesta hidrológica diaria y semanal, y el caudal base del río (qb) con una escala de tiempo mensual y anual. El depósito de agua subterránea tiene una capacidad de almacenamiento definido por las características geológicas y condiciona el exceso de saturación (qse) (Eq. 4.7). Además, el depósito tiene un almacenamiento actual que sufre modificaciones debidas a: (i) entradas por infiltración (fs), (ii) salidas por evapotranspiración (eqw), (iii) salida en forma de flujo sub-superficial (qss), (iv) salidas en forma de caudal base (qb), y (v) entradas/salidas hidrogeológicas en forma de percolación profunda.
Las salidas en forma de evapotranspiración desde el depósito de agua subterránea (eqw) están definidas por:
eqw
GWstore = α gw GWmax
108
β gw
,
(4.9)
_Modelos numéricos para estimar la descarga de agua y el transporte de sedimentos
donde α gw y β gw son coeficiente y exponente de la evapotranspiración del agua subterránea. Estos coeficientes dependen de la profundidad a la que está el depósito subterráneo, de las condiciones climáticas y del tipo y abundancia de la cobertura vegetal de la zona. El flujo sub-superficial (qss) (m3/s) se ve afectado por la escorrentía superficial, la conductividad hidráulica y almacenamiento subterráneo. Éste se calcula en cada paso de solución del modelo. El flujo ocurre desde el depósito de agua subterránea hacia el cauce del río y está definido por:
GWstore − GWmin q ss = α ss GWmax − GWmin
βss
,
(4.10)
siendo α ss y β ss el coeficiente y el exponente de la corriente subterránea generada. Los parámetros (GWmin, GWmax, α ss y β ss ) son ajustados por el modelo utilizando una curva de calibración de los procesos de descarga de agua que ocurren después de eventos de lluvia. Éstos dependen únicamente del flujo sub-superficial de agua hacia el cauce del río.
Finalmente, el caudal base (qb) es el aporte de agua subterránea de largo plazo al caudal total del río Q. El caudal base define el caudal del río de época seca. En el modelo HYDROTREND es necesario definir un valor de qb, para esto se utilizan tablas empíricas o registros históricos, según disponibilidad de cada fuente.
4.2.1.3 Carga de sedimentos Además de las estimaciones del caudal final del río (Q), HYDROTREND v.3.0 (Kettner y Syvitski, 2007) está diseñado para estimar también la carga de sedimentos transportada en el río (Qs). Este cálculo se basa en el hecho de que la descarga de agua y la carga de sedimentos de una cuenca dependen de los mismos factores (Sección 2.3.1). Al igual que la mayoría de modelos de sedimentos, HYDROTREND se basa en la ecuación estándar que relaciona la concentración de sedimentos (masa de sedimentos/volumen de agua) y la descarga de agua del río (volumen de agua/tiempo):
109
Capítulo 4_________________________________________________________
C s = aQ b ,
(4.11)
donde Cs es la concentración de sedimentos en el agua (kg/m3), Q es el caudal de agua del río (m3/s), y a y b son los coeficientes que los relacionan. El coeficiente a indica la cantidad de sedimento por unidad de agua descargada, y el exponente indica la pendiente de la línea que relaciona Cs y Q en log-log (Morehead et al., 2003), es decir que ln(a) es una concentración base y b una relación de crecimiento. Como se mencionó anteriormente, en el modelo HYDROTREND, estos coeficientes se calculan para cada componente de flujo de agua: escorrentía superficial (qs), flujo sub-superficial (qss) y caudal base (qb). Es necesario recordar que la línea altitudinal de congelamiento se ajustó a una altura que no permite tomar en cuenta el efecto de la precipitación en forma de hielo y nieve. La carga de sedimentos transportada en el río Qs se calcula como la unión de cargas de sedimentos asociada a cada fuente de agua (Syvitski et al. 1998):
Qs = α 1 q sβ 1 + α 2 q ssβ 2 + α 3 q bβ 3 ,
(4.12)
α j y β j son el coeficiente lineal y el exponente de cada componente hidrológico. La estimación de los valores del coeficiente lineal y el exponente para la carga de sedimentos se basa en la propuesta realizada por Syvitski y Morehead (1999), quienes descubrieron que entre los factores que determinan la carga de sedimentos de una cuenca, los más importantes son el relieve de la cuenca y su extensión. La estimación se basó en datos de una evaluación global de los ríos del mundo y la determinación general de relaciones que permitiera predecir la descarga de agua y carga de sedimentos (Mulder y Syvitski, 1995). Con las mejoras agregadas en la última versión del modelo, HYDROTREND v. 3.0 realiza el cálculo de los coeficientes y exponentes para cada región. Además, la última versión del modelo incluye un término dependiente del tipo de material geológico y de la influencia antropogénica que permite una estimación más real (Kettner y Syvitski, 2007). De manera que el cálculo se basa en la expresión:
Qs = ϖBQ −0.31 A 0.5 RT ,
(4.13)
el término Qs es la carga de sedimentos del río (kg/s), T es la temperatura media anual de la superficie (ºC), R es el relieve medio de la cuenca (m) (altitud media), A es el área de la cuenca (m2), y Q es el caudal total del río (m3/s). Los términos A, R y Q son
110
_Modelos numéricos para estimar la descarga de agua y el transporte de sedimentos
transformados en adimensionales para ser utilizados en la Eq. (4.13), siguiendo la metodología propuesta por Kettner, y Syvitski (2007). ϖ -1
-2
es un coeficiente de
-1
proporcionalidad definido con un valor de 0.2 kg s km ºC . Finalmente, el término B incluye al factor litológico y antropológico, y está definido por:
B = MG ⋅ (1 − Te) ⋅ E h ,
(4.14)
siendo Te la eficiencia de humedales y reservorios en atrapar sedimentos, MG es el factor de litología, y Eh es el factor de la influencia antropogénica. Para el factor litológico, se asume un valor de 0.5 en cuencas que comprenden principalmente rocas metamórficas duras, altamente ácidas, plutónicas; un valor de 0.75 para cuencas de superficie heterogénea, con una mayor proporción de materia dura. Cuando las cuencas son de material volcánico o carbonatado, o similar proporción entre litología dura y suave, se toma un valor de 1.0. Un valor 1.5 se asume en cuencas con materia suave predominante, pero presencia de litología dura. MG=2 en sistemas con una alta proporción de rocas sedimentarias, cobertura sedimentaria sin consolidación o depósitos aluviales. Finalmente, un valor de 3 en cuencas con abundancia de material excepcionalmente débil, muy susceptible a ser erosionado (Syvitski y Millian, 2007). La descripción metodológica para estimar Te está disponible en Kettner y Syvitski (2007).
La forma recomendada para definir el valor de Eh en cualquier región se basa en la densidad de población y en el Producto Interior Bruto (PIB) per cápita. Eh=0.3 en cuencas con una alta densidad poblacional (>200 habitantes/km2), y un PIB/cápita alto (>104 €/año). El factor antropogénico toma un valor de 1.0 en cuencas con baja influencia humana (200 habitantes/km2) pero el ingreso es bajo (